Imp.Farabollini& I TRAVERTINI DELL’ ITALIA CENTRALE ADRIATICA: GENESI, CRONOLOGIA, SIGNIFICATO GEOMORFOLOGICO E PALEOAMBIENTALE Farabollini Piero1, Materazzi Marco1, Miccadei Enrico2 & Piacentini Tommaso2 1Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Camerino - piero.farabollini@unicam.it 2Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi “G. D’Annunzio” di Chieti - miccadei@unich.it RIASSUNTO: Farabollini P., Materazzi M., Miccadei E. & Piacentini T., I travertini dell’Italia centrale adriatica: genesi, cronologia e significato geomorfologico e paleoambientale. IT ISSN 0394-3356, 2004. Nella parte adriatica dell’Italia centrale depositi travertinosi sono presenti in alcuni affioramenti principali e in una serie di affioramenti minori, distribuiti essenzialmente lungo il fronte della catena appenninica calcarea e in corrispondenza della sua fascia pedemontana. Gli affioramenti principali, in particolare, sono distribuiti a diverse quote, da circa 150 m a oltre 900 m s.l.m.; essi inoltre sono disposti, in generale, in appoggio su un substrato calcareo o terrigeno miocenico-pliocenico o sui depositi pliocenico-quaternari, ed in diffe- rente correlazione con i depositi continentali quaternari che caratterizzano le valli di alcuni dei principali corsi d’acqua del versante adriatico (Fiume Esino, Fiume Potenza, Fiume Chienti, Fiume Tronto, Fiume Pescara, Fiume Salinello, Fiume Alento e Fiume Foro). Quasi tutti gli affioramenti studiati evidenziano la presenza di una placca travertinosa in discordanza stratigrafica con il substrato o in successione su depositi prevalentemente grossolani di origine fluviale alternati a facies fluviali di minor spessore caratterizzate da stratificazione piano -parallela ed incrociata, gradazioni, ecc. I depositi di travertino, in particolare, sono caratterizzati da travertini fitoermali talvolta alternati a sabbie e ghiaie calcaree fitoclastiche, ad indicare la presenza di ambienti deposizionali ad “alta energia” localmente associati ad ambienti di acque “calme” generalmente di tipo palustre-lacustre. Per quanto riguarda la cronologia dei depositi, di cui alcuni oggetto di recenti datazioni, essi indicano età a partire dal Pleistocene superiore all’Olocene antico (Sefro, Pioraco, Serrapetrona); altri depositi, invece, la cui datazione è stata basata su correlazioni con altri depositi continentali quaternari, sono attribuibili al Pleistocene medio (Montepiano e Civitella del Tronto). Tutte le aree analizzate, pur presentando depositi di estensione e spessore differenti, nonché diverse caratteristiche idrochimiche delle acque circolanti, mostrano tuttavia lineamenti comuni, molto significativi al fine della ricostruzione dei meccanismi e degli ambienti deposizionali e del contesto climatico. Caratteristica comune a tutti i depositi infatti è la messa in posto in ambiente tipicamente fluvia- le, sia per la loro disposizione (perlopiù simmetrica e parallela all’asse fluviale), sia per la presenza spesso di strutture tipiche da tra- sporto che per gli stretti rapporti con i depositi alluvionali presenti lungo l’alveo. Nel presente lavoro, oltre a descrivere le caratteristiche deposizionali dei diversi depositi travertinosi presenti nell’area adriatica, e la loro collocazione cronologica, viene proposta una classificazione che, differentemente da quelle esistenti in letteratura, tiene conto di ambienti deposizionali e condizioni morfologiche particolari e più o meno localizzate. ABSTRACT: Farabollini P., Materazzi M., Miccadei E. & Piacentini T., The travertines of the adriatic central Italy: genesis, chronology and geomorphological and palaeoenvironmental significance. IT ISSN 0394-3356, 2004. In the Adriatic side of Central Italy, travertines are present in few main and in several minor deposits, mainly distributed along the calca- reous Apennine chain and the piedmont belt. Main deposits are located at different heights, from about 150 m up to 900 m a.s.l. They usually overlie calcareous or Miocene-Pliocene terrigenous bedrock or alternatively Pliocene-Quaternary deposits and are differently related with Quaternary continental deposits, characterizing the main river valleys of the Adriatic side of Central Italy (Esino, Potenza, Chienti, Tronto, Pescara, Salinello, Alento and Foro rivers). Almost all deposits are constituted by a travertine plate discordant with bedrock or in succession with coarse fluvial deposits alterna- ting with minor planar or through cross bedded facies, etc.. Travertine bodies are constituted by groups of lithofacies, evidencing different depositional mechanisms and environments; phytoher- mal facies, sometimes intercalated by phytoclastic gravels and sands, progressively changing valley-ward and upward, testify high energy environments locally alternated to low energy ones. Concerning the chronology of deposits (some of these recently dated), they indicate age starting from upper Pleistocene up to early Holocene (Sefro, Pioraco, Serrapetrona); other deposits, whose age is asumed on relationship with other Quaternary continental depo- sits, are attributed to middle Pleistocene (Montepiano and Civitella del Tronto). All sites, even though showing deposits with different extension and thickness and different hydrochemical characteristics of circula- ting waters, have very significant common features, to reconstruct climatic context and depositional mechanisms and environment: typical fluvial environment, symmetric location with respect to river axis, presence of typical structures and close relationships with allu- vial deposits. The present work, together with the description of chronology and main depositional mechanisms of the above deposits, also propose a new classification that, differently from other classifications in literature, also consider depositional environments with different, and more or less localized, morphological conditions. Parole chiave: Deposizione travertinosa, Italia centrale adriatica; Quaternario. Keywords: Travertine deposition; Adriatic side of Central Italy; Quaternary. Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 17(2/1), 2004, 259-272 260 P. Farabollini et al. 1. INTRODUZIONE Il problema della deposizione travertinosa nel ver- sante adriatico dell’Italia centrale è stata affrontata da numerosi autori (BONI & COLACICCHI, 1966; CIPRIANI et al., 1977; CILLA et al., 1994; CALDERONI et al., 1996a e b; MATERAZZI, 1996; CARRARA, 1998; DRAMIS et al., 1999; LOMBARDO et al., 2001; FARABOLLINI et al., 2003) ed altret- tanto numerosi sono i lavori, a carattere generale, che tentano di classificare i vari depositi sulla base delle loro caratteristiche litologiche e tessiturali (BUCCINO et al., 1978; C H A F E T Z & F O L K , 1984; F E R R E R I , 1985; D’ARGENIO & FERRERI, 1986; PEDLEY, 1990; D’ARGENIO & FERRERI, 1992; GOLUBIC et al., 1993; PENTECOST & VILES, 1994; PENTECOST, 1995; VIOLANTE et al., 1994; 1996). Tali classificazioni tuttavia non sono sempre funzionali alla descrizione dei depositi riconosciuti nell’area umbro- marchigiano-abruzzese. I travertini sono sistemi carbonatici la cui deposi- zione si verifica in ambiente continentale e risulta con- trollata dall’interazione tra fattori fisici, chimici e biologi- ci e modificazioni ambientali a seguito della loro depo- sizione (VIOLANTE et al., 1994). Essi sono edifici com- plessi e comprendono una grande varietà di forme associate spesso alla presenza, attiva o passiva, di organismi diversi, come batteri, alghe, muschi, o resti vegetali (CHAFETZ & FOLK, 1984 e relativa bibliografia; GOLUBIC et al., 1993 e relativa bibliografia). Studi microstrutturali hanno evidenziato che i pro- cessi di incrostazione sono prevalentemente controllati da alghe (es: Oocardium stratum) e cianobatteri (es: Phormidium incrustatum) in analogia con quanto ripor- tati da diversi autori per diverse aree studiate (CHAFETZ & FOLK, 1984 e relativa bibliografia; GOLUBIC et al., 1993 e relativa bibliografia; MATERAZZI 1996 e relativa biblio- grafia). Di seguito si riporta una tabella riassuntiva degli organismi che esercitano un controllo primario sulla deposizione dei travertini (Tab. 1) distinguendo le specie che rivestono effettivamente un ruolo attivo nei processi di precipitazione (sottolineate in Tab. 1) da quelle che fungono solamente da “impalcature”; sono inoltre evi- denziate le specie individuate nelle aree di studio (aste- rischi in Tab. 1, su sfondo grigio quelle più frequenti). Il presente lavoro si basa sull’analisi e il confronto, condotti mediante rilevamenti geomorfologici e analisi di dettaglio, delle caratteristiche deposizionali e geo- morfologiche dei travertini dell’area marchigiano-abruz- zese, inquadrando, ove possibile, la loro collocazione cronologica. Si propone in particolare un tentativo di classifica- zione dei travertini che si differenzia da quelli presenti in letteratura tenendo conto di ambienti deposizionali e condizioni morfologiche particolari, facendo riferimento alle situazioni più significative individuate nell’area. 2. CARATTERISTICHE GEOLOGICHE E GEOMORFOLOGICHE L’area esaminata è delimitata ad occidente dalla catena appenninica, ad oriente dall’area costiera adria- tica, a nord e a sud rispettivamente dal Fiume Esino e dal Fiume Pescara (Fig. 1). Sulla base delle caratteristiche fisiografiche, geo- morfologiche e strutturali, si possono distinguere due settori diversi: la catena appenninica (in particolare la sua porzione più orientale) e la fascia pedemontana, fino a ridosso dell’area costiera. L’area di catena è caratterizzata da una serie di dorsali montuose allineate in direzione da NWSE a NS con sommità sempre superiori a 2000 m, in terreni essenzialmente calcarei, calcareo-marnosi e marnosi, giurassico-paleogenici. Le dorsali sono interrotte da profonde valli trasversali solcate dai principali corsi d’acqua (F. Potenza, F. Chienti, F. Tronto, F. Salinello, F. Pescara). L’assetto strutturale è costituito da sovra- scorrimenti a vergenza E e NE che determinano la sovrapposizione di litotipi di natura calcarea su litotipi arenaceo-argillosi (PAROTTO & PRATURLON, 1975; DEIANA & PIALLI, 1992; GHISETTI et al., 1994; D’ALESSANDRO et al., 2002). La fascia pedemontana presenta un rilievo colli- nare che degrada dalla catena all’area costiera con CIANOFICEE XANTOFICEE ZIGOFICEE BRIOFITE Gloeocapsa sanguinea* Vaucheria* Oocardium stratum Bryum pallens*, pseudotriquetrum Homoeothrix janthina*, crustacea Spirogyra Cratoneuron commutatum* Lyngbya martensiana calcarea* Zygnema Didymodon tophaceus* Phormidium incrustatum* DIATOMEE* Eucladium verticillatum* Pleurocapsa CLOROFICEE Hymenostylium curvirostre* Rivularia haematites* Gongrosira incrustans* Horthothecium rufescens* Schizothrix lacustris, lateritia, pulvinata, fasciculata Gymnostomum calcareum* Scytonema myochrous*, julianum Brachytecium rivulare* Tabella 1 - Tabella riassuntiva degli organismi che esercitano un controllo primario sulla deposizione dei travertini: le specie sottoli- neate rivestono effettivamente un ruolo attivo nei processi di precipitazione, mentre le altre fungono solamente da “impalcature”; gli asterischi invece indicano le specie individuate nelle aree di studio (su sfondo grigio quelle più frequenti). Table of organisms exercising primary control on travertine deposition: undersigned species have a real active role on precipitation processes while the others have only the function of “scaffolding”; the stars indicate species recognized in the study area (the most frequent species inside grey boxes). quote che vanno da oltre 1000 m a poche centinaia verso la costa. I rilievi sono costituiti da dorsali isolate, legate alla culminazione di terreni calcarei meso-ceno- zoici, e da rilievi tipo mesa, cuesta e plateaux, impostati su litotipi terrigeni essenzialmente arenaceo-pelitici e pelitico arenacei, con intercalazioni di orizzonti conglo- meratici (S E R V I Z I O G E O L O G I C O D ’I T A L I A , 1969; CANTALAMESSA et al., 1986; CENTAMORE et al., 1991; FARABOLLINI, 1995; D’ALESSANDRO et al., 2002). Questi hanno età riferibile all’intervallo che va dal Miocene superiore al Pleistocene inferiore e rappresentano il riempimento di bacini di avanfossa e di piggy-back, via via più recenti spostandosi da ovest verso est, e depo- siti di chiusura (ORI et al., 1991; BIGI et al., 1995). La strutturazione dell’area è avvenuta tra il Pliocene e il Pleistocene (CALAMITA et al., 1991 e relativa bibliografia; BIGI et al., 1995). Dapprima una fase com- pressiva ha portato alla messa in posto dei principali sistemi di sovrascorrimenti nell’area di catena coinvol- gendo progressivamente nell’accavallamento anche i termini di avanfossa via via più orientali. Successivamente, alla fase compressiva, ha fatto seguito una attività tettonica distensiva quaternaria, accompagnata da un sollevamento generalizzato (DRAMIS, 1992). Nel settore di catena si sono sviluppati importanti sistemi di faglie a direzione NWSE e NS con rigetti molto elevati che bordano le principali dorsali e hanno portato alla formazione di ampie conche inter- montane. Nell’area pedemontana si sono create faglie dirette, anch’esse a direzione da appenninica a NS, ma in genere con rigetti modesti. Questi fenomeni determinano un importante con- dizionamento nella morfogenesi dell’area marchigiano- abruzzese e in particolare nell’impostazione e nell’evo- 261I travertini dell’Italia centrale ... luzione del reticolo idrografico e nella distribuzione e tipologia dei processi gravitativi (D R A M I S , 1992; FARABOLLINI, 1995). In particolare il settore di catena presenta una morfologia piuttosto aspra sulla quale le sequenze cli- matiche quaternarie hanno esercitato una influenza notevole, lasciando tracce molto evidenti, date da ver- santi regolarizzati e detriti stratificati di versante, que- st’ultimi prodotti da gelifrazione su versanti denudati dalla copertura vegetale e messi in posto da ruscella- mento e movimenti di massa superficiali. La gravità ha infatti svolto e svolge un ruolo molto importante: le evi- denze più spettacolari si osservano sui versanti orientali dell’area di catena, dove è possibile riconoscere corone di frana, soprattutto di crollo, a monte delle quali si sono prodotte fessure, gradini, trincee, ondulazioni ed una intensa fratturazione degli strati (DRAMIS et al., 1982; FARABOLLINI, 1995). Alla sommità dei rilievi sono stati riconosciuti, in limitati lembi di piccola estensione, i resti della paleosu- perficie sommitale, la cui frammentazione e dislocazio- ne a quote diverse è da attribuire alla successiva tetto- nica distensiva ed al sollevamento dell’area, particolar- mente intenso e generalizzato a partire dalla fine del Pleistocene inferiore (DRAMIS et al., 1982; CENTAMORE et al., 1983; DRAMIS, 1992; COLTORTI & PIERUCCINI, 2000 e relativa bibliografia). Alla base del rilievo calcareo, incassata nella superficie precedentemente descritta, è riconoscibile una seconda superficie di spianamento, attribuita dal DEMANGEOT (1965) al Villafranchiano. Essa è stata riconosciuta in tutta l’area esaminata, in corri- spondenza dei depositi mio-plio-pleistocenici, dove è ben conservata in estesi lembi presenti sugli spartiac- que dei principali fiumi, presentando ondulazioni di quota, comparabili con la superficie sommitale e con i depositi siciliano-crotoniani di chiusura (DRAMIS, 1992; FARABOLLINI, 1995). Nell’ampia area pedemontana i processi morfoge- netici legati alla gravità sono responsabili di una frano- sità, molto diffusa ed intensa; i processi legati alle acque correnti superficiali hanno modellato un reticolo idrografico molto sviluppato e ampie valli fluviali a decorso prevalentemente NE-SW con gradienti mode- sti; queste sono solcate dai corsi d’acqua principali che danno origine ad ampie piane alluvionali, con piccole cimose costiere in corrispondenza della foce (COLTORTI, 1981; D R A M I S et al., 1982; C O L T O R T I et al., 1991; FARABOLLINI, 1995). L’evoluzione geomorfologica ha determinato la formazione di più o meno estese coltri di depositi conti- nentali quaternari, costituiti da depositi di versante, alluvionali e lacustri nell’area di catena e nelle principali conche intermontane. Al di fuori delle dorsali, nell’area pedemontana, lungo le valli dei fiumi principali, sono presenti depositi alluvionali, disposti in quattro ordini di terrazzi ad altezze decrescenti sul fondovalle, connessi alle fasi fredde pleistoceniche e, nelle epoche più recenti, condizionati dall’attività antropica (COLTORTI, 1981; COLTORTI et al., 1991; FARABOLLINI, 1995). 3. GENESI E MECCANISMI DEPOSIZIONALI Il travertino rappresenta uno fra i depositi conti- nentali più diffusi nell’area di studio e la sua età, molto Fig. 1 - Ubicazione dei principali depositi travertinosi (in grigio) dell’Italia centrale adriatica. In nero sono riportati i depositi tra- vertinosi descritti nel presente lavoro. Location of main travertine deposits (grey points) of the adriatic central Italy. Black points indicate travertine deposits described in the present work. 262 spesso di non facile collocazione vista la carenza di ele- menti di datazione, varia generalmente tra il Pleistocene medio e l'attuale. Generalmente l’origine dei travertini viene in letteratura attribuita ad acque sorgive sovras- sature in anidride carbonica. L’analisi di facies (D’ARGENIO & FERRERI, 1992; GOLUBIC et al., 1993; CILLA et al., 1994; FARABOLLINI, 1995; MATERAZZI, 1996) evidenzia un meccanismo depo- sizionale caratterizzato da flussi laminari e turbolenti. I primi depositano croste stromatolitiche ad andamento suborizzontale, cui si associano piccoli canali (in cui avviene la deposizione di sabbie grossolane e ghiaie fitoclastiche a stratificazione incrociata) e talvolta pic- coli bacini lacustri, mentre i secondi si realizzano in cor- rispondenza di cascate e rapide nelle quali si ha la for- mazione di travertino fitoermale. Numerose sono le classificazioni delle morfologie associate alla deposizione di travertino. Già nel 1978, BUCCINO et al. (1978), avevano messo in evidenza, nei depositi travertinosi della bassa valle del Tanagro (Campania), l'esistenza di facies fitoclastiche e fitoermali ipotizzando anche un modello di dinamica fluviale per spiegarne la genesi. Successivamente CHAFETS & FOLK (1984), prendendo anche in considerazione il ruolo rive- stito dalle diverse specie vegetali nei processi di incro- stazione, dall'esame di alcune località dell'Italia centrale e degli Stati Uniti centro-occidentali, hanno identificato cinque categorie distinte in: Waterfall or Cascade depo- sits; Shallow Lake-fill deposits; Sloping Mounds, Fans and Cones; Terraces Mounds; Fissure Ridges. Nel 1990 PEDLEY, distinse i depositi sulla base del loro angolo di deposizione, della tipologia del flusso d'acqua, delle colonizzazioni microbiologiche e della temperatura ambiente. Su tali basi, l'autore riconosce cinque differenti tipi di morfologie: travertini di sorgente, di cascata, fluviali, palustri e lacustri, ognuno composto da una particolare associazione di facies deposizionali detritiche o biocostruite. Requisito fondamentale è la quasi totale prevalenza in queste facies della precipita- zione legata agli organismi vegetali e/o batterici, anche se viene comunque rilevato un piccolo contributo da parte di processi "inorganici". Riprendendo lavori effettuati precedentemente, GOLUBIC et al. (1993) riconoscono, per i travertini plei- stocenici di Rocchetta a Volturno, nell'Appennino cen- tro-meridionale, sei associazioni di litofacies sulla base delle loro caratteristiche stratigrafico-sedimentarie e sul loro contenuto fossilifero (inclusi anche i supporti vege- tali): 1) Calcareous sand with Travertine intercalations: shallow lacustrine facies; 2) Phytoclastic calcarenite and phytohermal travertine: swamp, or shallow sublittoral facies; 3) Phytoclastic packstone-grainstone and stro- matolitic travertine: gentle slope facies; 4) Phytoclastic rudstone, microhermal and stromatolitic travertine: steep slope facies; 5) Micro-, and phytohermal traverti- ne and stromatolitic travertine: pool terrace facies; 6) Phytohermal travertine: rapids and waterfalls facies. La ricerca si completa anche di uno studio dettagliato sul- l'ecologia dell'alga desmidiacea Oocardium stratum e delle sue caratteristiche sedimentologiche quando viene rinvenuta nei travertini "fossili". I criteri di classificazione sopra citati forniscono un quadro abbastanza chiaro delle litofacies presenti e degli ambienti caratteristici della maggior parte dei tra- vertini conosciuti, non associabili a fenomeni di termali- smo. Sulla base di questi lavori sono stati condotti rile- vamenti geomorfologici e analisi di dettaglio dei princi- pali affioramenti di travertino presenti nell’area marchi- giano-abruzzese (Fig. 1). Le indagini condotte hanno permesso di proporre un modello deposizionale (Fig. 2) per i travertini dell'area adriatica marchigiano-abruzze- se, che a differenza degli autori sopracitati, tiene conto di ambienti deposizionali a più ampia scala che in molti casi comprendono, contemporaneamente, diverse con- dizioni morfologiche particolari e più o meno localizza- te. Per ciascun ambiente sono indicate le caratteristi- che essenziali e sono descritti gli affioramenti delle località ritenute più significative. Ambiente 1: "aree di sorgente o di versante" Questa situazione si riferisce ai travertini che si sviluppano o sugli orifizi delle sorgenti o in aree molto prossime a queste; in tali condizioni le acque sorgive o che comunque hanno percorso tratti molto brevi, libera- no la maggior parte della CO2 che contengono, favo- rendo la deposizione del carbonato di calcio che va così ad incrostare spontaneamente sia il substrato che le specie vegetali presenti. In questo caso, la presenza di muschi ed alghe "calcaricole" come le Briofite, le Cianoficee e le Diatomee, peraltro molto numerose in queste zone, sembra non abbia un ruolo così determi- nante come testimoniato dalla presenza anche di foglie, frustoli o ciottoli ricoperti di CaCO3. Nelle sorgenti vere e proprie, il travertino si depo- sita a formare piccole collinette intorno all'orifizio ma in qualche caso, ove sono presenti pareti rocciose o massi, può formare anche delle strutture tipo cuscinet- to, simili ai "cushions" ed ai "curtains" del modello di cascata di PEDLEY (1990). Questi depositi nell'area non hanno di solito dimensioni notevoli ma sono abbastan- za frequenti e si localizzano in molte delle sorgenti pro- venienti dagli acquiferi carbonatici della Dorsale Umbro-Marchigiano-Abruzzese. Lo schema di figura 2 mostra una situazione abbastanza comune per le aree prossime alla sorgente; queste zone, sono caratterizzate da piccoli rivoli d'ac- qua che variano continuamente il loro percorso e la loro portata generando una struttura "a gradoni", con picco- le pozze dove l'acqua ristagna temporaneamente, ed altre parti dove invece ha uno scorrimento stilicidiale o leggermente canalizzato. Quest'ultimo è l'ambiente ideale per lo sviluppo delle specie vegetali come le Briofite ed in generale di gran parte delle comunità algali che vivono parzialmente o temporaneamente sommerse dall'acqua; esse incrostandosi formano dei piccoli terrazzetti che tendono a progradare verso l'a- vanti-basso. Nelle pozze invece, si ha una deposizione di tipo detritico: sabbie fitoclastiche si alternano a pic- cole lenti o straterelli di ghiaie travertinose o a fram- menti di fitoerme che sono il prodotto del disfacimento delle facies concrezionate limitrofe. Una situazione simile è stata osservata anche all'interno di piccoli canali presenti sui versanti: in que- sto caso la deposizione è legata all'attività, molte volte temporanea o stagionale, di piccoli fossi tributari del corso principale (Es. Fiastra e Castelli; Fig. 1) P. Farabollini et al. 263 L’esempio di Sant’Angelo Alla testata della valle del fosso Sant’Angelo, affluente di sinistra del fiume Esino a ridosso della dor- sale umbro-marchigiana è possibile osservare un affio- ramento di travertino tuttora in formazione (Fig. 3). Il deposito, che mostra un fronte alto più o meno una decina di metri ed è seguibile lateralmente per circa 20÷25 metri, è caratterizzato dalla presenza di Briofite come il Cratoneuron commutatum, l'Eucladium verticil- latum e la specie Brachytecium rivulare (MATERAZZI, 1996) e mostra una caratteristica morfologia "a grado- ni" con presenza di piccoli corsi d'acqua che scendono variando continuamente il loro percorso. La formazione di questo deposito, che mostra una progressiva migrazione verso la destra idrografica, sembra essere iniziata nell'Olocene, probabilmente con un'intensità maggiore, ed è continuata fino al giorno d'oggi; la presenza di travertino nell'area in tempi pas- sati è comunque testimoniata da altri due piccoli depo- siti situati più a valle, ora inattivi, attribuiti all'Olocene per la loro posizione rispetto ai depositi alluvionali di fondovalle (MATERAZZI, 1996). Ambiente 2: "cascata" In questo secondo caso (Fig. 2), rientrano tutti quei depositi che si sviluppano sui fondovalle, dove Fig. 3 - Travertino in formazione nella Valle Sant’Angelo; A- Eucladium verticillatum; B- Bachytecium rivulare; C- Cratoneuron commutatum. Travertine deposition in the S. Angelo Valley; A- Eucladium verticillatum; B- Bachytecium rivulare; C- Cratoneuron com- mutatum. Fig. 2 - Classi- ficazione degli ambienti depo- sizionali di tra- vertino per l’a- rea marchigia- no-abruzzese. Per la descri- zione si veda il testo. Classification of travertine d e p o s i t i o n a l environments in the Abruzzi- Marchean re- gion. For e x p l a n a t i o n see the text. I travertini dell’Italia centrale ... 264 sono presenti nette rotture di pendio o anche dove il gradiente generalmente supera, anche per brevi tratti, una pendenza di 3°÷5°. Le situazioni più frequenti sono quelle che ricorrono o al contatto di litologie con forte contrasto di competenza o in prossimità di disconti- nuità tettoniche (faglie) o in condizioni morfologiche particolari che determinano un disequilibrio nel profilo longitudinale di un corso d'acqua. Nel primo caso, tipi- co dell'area umbro-marchigiana, si può avere la forma- zione di soglie al contatto tra i termini calcarei e selciferi e quelli più marnosi della Successione umbro-marchi- giana; soglie morfologicamente simili si possono forma- re anche per l'azione di faglie normali o trascorrenti con componente diretta. Il terzo caso può verificarsi ad esempio alla confluenza di valli con differente grado di approfondimento, dovuto o alla diversità dei terreni attraversati, o alla presenza di condizioni strutturali favorevoli (valli impostate lungo linee tettoniche). L'ambiente in questione, corrispondente in parte al "cascade model" di PEDLEY (1990) o alle litofacies 4, 5 e 6 di GOLUBIC et al. (1993), presenta facies deposizio- nali per certi versi molto simili a quelle osservate nelle aree di sorgente ma se ne differenzia sostanzialmente per due aspetti fondamentali: il primo è che ormai ci troviamo relativamente "lontani" dalla zona di sorgente (di solito qualche chilometro più a valle) e la deposizio- ne avviene sul fondovalle, all'interno dell'alveo e non sui versanti; il secondo è che il fiume, a differenza dell'am- biente precedente, oramai ha un suo corso ben defini- to, così come l'apporto d'acqua che appare più cospi- cuo, costante e ben canalizzato. Le barriere di travertino che si vengono così a for- mare, sono costituite quasi totalmente da facies fitoer- mali mentre quelle fitoclastiche sono presenti in piccoli lenti o livelli; il rapporto tra queste due, in un'ipotetica sezione verticale, è maggiore di 10:1. Per quanto riguarda gli elementi costituenti il deposito si può affer- mare che in questo caso, trovandoci ad una certa distanza dalla sorgente, il contributo delle specie vege- tali nella costruzione dell'edificio travertinoso diventa molto consistente: tuttavia permane una discreta com- ponente "inorganica" testimoniata dalla presenza di fru- stoli, ramoscelli e foglie insieme alle specie propriamen- te incrostanti. Queste ultime sono rappresentate soprattutto da Briofite come il Cratoneuron commuta- tum, l'Eucladium verticillatum e il Didymodon tophaceus, da stromatoliti associate alle Diatomee, e in parte anche da Cianoficee, come il Phormidium incru- statum, che come sappiamo crescono spesso come epitesi sui muschi. Questi organismi, sebbene osservati comunemente all'interno di molti dei depositi conosciuti (KEMPE & EMEIS,1985; PEDLEY, 1990; GOLUBIC et al., 1993) e segnalati lungo i corsi d'acqua in esame, non sono però stati riconosciuti direttamente in tutti i depositi del- l'area umbro-marchigiana; nella maggioranza dei casi infatti i depositi sono oramai inattivi, le specie vegetali sono pressoché scomparse dalla loro superficie e le stesse strutture originarie sono state alterate dalla cir- colazione secondaria delle acque. Il loro riconoscimen- to, ove possibile, è stato ottenuto sulla base di confron- ti fra le strutture relitte e quelle viventi (MATERAZZI, 1996). Il blocco diagramma di figura 2 mostra una delle possi- bili condizioni morfologiche che possono portare alla formazione di un ambiente di "cascata". Il travertino che si viene così a costituire forma una vera e propria barriera che al momento della depo- sizione tende a progradare verso l'avanti-alto. La note- vole porosità associata a questi edifici (e di solito inver- samente proporzionale all’età dei depositi), fa si che lo sviluppo sia molto consistente e anche molto rapido: un evidente esempio è quello della penisola balcanica dove in circa 12000 anni dalla fine dell'ultima glaciazio- ne, si sono edificate barriere di travertino alte fino a 50 m (GOLUBIC et al., 1993). Tale condizione trova anche giustificazione dal fatto che tale processo, una volta ini- ziato, tende ad autoamplificarsi: infatti si assiste ad un aumento del tempo di permanenza dell'acqua all'inter- no della struttura con conseguente aumento dei pro- cessi microbiologici; questi a loro volta, creano una nuova catena biologica favorita anche dalla presenza di rapide e cascate che determinano zone fortemente areate, ideali per lo sviluppo di nuove specie. L’esempio di Roccamontepiano La placca di travertino, che sorge alle spalle del- l’abitato di Roccamontepiano (nell’Abruzzo teramano) e che costituisce un altipiano situato a circa 650 m s.l.m., è dato da un affioramento tabulare di travertini, di forma sub-rettangolare, allungato in direzione grossomodo appenninica. Tale placca poggia, nella sua parte meri- dionale, mediante contatto erosivo, su sedimenti sab- bioso-conglomeratici, spessi 5÷6 m, che a loro volta poggiano sui litotipi argillosi marini (Fig. 4); queste lito- logie sono probabilmente attribuibili alla Formazione di Mutignano (D’ALESSANDRO et al., 2002). L’estesa coper- tura detritica, presente ai piedi di tale placca, non per- mette di osservare altrove tale contatto; sembra comunque che, per la maggior parte della sua estensio- ne, essa poggi sulla formazione argillosa marina. L’estesa placca travertinosa è costituita da diver- se litofacies sviluppate sia in senso orizzontale che ver- ticale, riconoscibili anche alla scala decimetrica (Fig. 4). In particolare la parte inferiore dell’affioramento è carat- terizzata in prevalenza da sabbie e limi calcarei, stratifi- cati, e da lenti di travertini stromatolitici e oncoliti; verso l’alto passano a calcareniti e calciruditi fitoclastiche, organizzate in strati spessi e irregolari, frequentemente anastomizzati, con lenti di travertini fitoermali. Il settore settentrionale e quello nord-orientale sono caratterizzati da travertini microermali di incrosta- zione su muschi, e stromatolitici, con stratificazioni ondulate disposte a formare delle vasche, riempite da calcareniti fitoclastiche a stratificazione piano-parallela e sub-orizzontale. Lo spessore dei travertini è variabile da 15 a 40 m, con valori massimi sul bordo orientale del pianoro (D’ALESSANDRO et al., 2002). Al di sopra del deposito travertinoso è presente un paleosuolo di tipo fersialliti- co, molto evoluto e ricco in frammenti di selce e con- crezioni ferro-manganesifere, con spessore anche fino ad un metro. La posizione morfo-stratigrafica di questi sedi- menti, in relazione ai depositi alluvionali terrazzati affio- ranti lungo le valli del F. Alento e del F. Foro, insieme alla presenza del paleosuolo al tetto dei travertini, per- mettono di riferirne l’età al Pleistocene medio e più pre- cisamente, in analogia con quelli di Civitella del Tronto, alla penultima fase interglaciale. P. Farabollini et al. L’esempio di Civitella del Tronto I travertini di Civitella del Tronto, sono distribuiti in tre affioramenti che da nord verso sud sono: Monte Santo (544 m), Civitella del Tronto (645 m) e Colle San Nicola (671 m). Tali depositi, il cui spessore varia in modo molto brusco tra 50 e 5 metri, si presentano in forma di placche, con pareti a picco e con geometria vagamente cuneiforme in direzione all’incirca NS. Nel complesso le tre placche sembrano avere una forma lenticolare, in cui il maggior spessore della parte cen- trale, disposta secondo la direzione del corso fluviale del Salinello, si trova in corrispondenza dell’abitato di Civitella del Tronto. La placca travertinosa poggia su una superficie di erosione che taglia il substrato arenaceo-pelitico della Laga, come nel caso di Civitella del Tronto, o su ciottoli grossolani arrotondati e subarrotondati di origine fluvia- le, con una parvenza di embriaciatura che sembra indi- care una corrente con direzione circa NS, come nel caso di Montesanto o di Colle San Nicola (FARABOLLINI, 1999). Superiormente si rinvengono sabbie e ghiaie tra- vertinose (Sh e Gp di MIALL, 1978) a cui sono associate facies tipicamente fluviali caratterizzate da stratificazio- ni, gradazioni, ecc., per uno spessore variabile tra i 20÷30cm, che passano gradualmente ad una associa- zione data da alternanze di sabbie travertinose e traver- tini fitoermali ad indicare ambienti di polle con frequenti incursioni di acque calcarifere. Lateralmente ed anche al di sopra di questa asso- ciazione, ne è riconoscibile una seconda formata da travertino microermale, travertino stromatolitico e fitoer- male. Al loro interno è possibile osservare piccoli canali riempiti da ciottoli travertinosi arrotondati e/o da pisoliti con diametro a volte superiore ai 2÷3cm. Tale associa- zione permette di ipotizzare la presenza di un pendio più o meno acclive dove la deposizione travertinosa contribuiva ad accrescerne l’acclività. Alla sommità è presente un livello di spessore notevole (circa 20 metri a Civitella del Tronto) caratterizzato da travertino fitoer- male che indica rotture di pendio importanti e la progra- dazione verso valle delle facies di cascata (FARABOLLINI, 1999). Nella placca di Colle San Nicola inoltre è stato dif- ferenziato un livello sommitale più poroso, assente negli altri due depositi, che presenta il rapporto tra gli isotopi del carbonio nettamente differente, anche se le altre caratteristiche si mantengono all’incirca simili (PREITE MARTINEZ et al., 1990). Lo studio, a carattere palinologico (DE SANCTIS & FREGONESE, 1981), ha messo in evidenza che la deposi- zione dei travertini dell’area di Civitella del Tronto, nel complesso sembra essere avvenuta in un contesto cli- matico tipicamente interglaciale, in cui i materiali più porosi (come il livello presente alla sommità della plac- ca travertinosa di Colle San Nicola e che gli autori sopra citati indicano come più recenti) sarebbero riferi- bili ad un ambiente di clima temperato caldo, mentre quelli più massivi, si sarebbero depositati in condizioni climatiche più fredde. Le evidenze geomorfologiche, come la presenza di un lembo di terrazzo alluvionale del II ordine, posto a circa 50 metri più a valle, attribuito alla fase finale del Pleistocene medio, la posizione topografica delle plac- che rispetto a questo deposito, la presenza alla base delle placche di travertino di clasti calcarei arrotondati di chiara origine fluviale che marcano un antico fondo- valle pre-II ordine (FARABOLLINI, 1999), testimoniano che la deposizione dei travertini è più antica della fase allu- vionale del Pleistocene medio finale e può essere indi- cativamente riferita al penultimo interglaciale. Ambiente 3: "cascate e vasche" E' sicuramente una delle situazioni più frequenti tra quelle osservate nel presente studio e tra quelle segnalate in letteratura (CILLA et al., 1994; CALDERONI et al., 1996a e b; DRAMIS et al., 1999; FARABOLLINI et al., 2003). L'ambiente in questione è per certi versi molto simile a quello di "cascata". Anche in questo caso infat- ti ci troviamo in una porzione del corso d'acqua carat- terizzata da un gradiente mediamente alto e da rotture del profilo longitudinale più o meno sviluppate e pure le 265 Fig. 4 - Sezione schematica della placca travertinosa di Montepiano. Tf- Travertino fitoermale; Lsm- Lenti stromatoliti- che e microermali; Tfc- Travertino fitoclastico; Lfe- Lenti fitoer- mali; On- Oncoliti; SLt- Sabbie e Limi travertinosi; Cm- Conglomerati marino (Formazione di Mutignano); LAm- Limi ed Argille marine (Formazione di Mutignano). Schematic profile of the Montepiano travertine plate. Tf – Phytohermal travertine; Lsm – Stromatolitic and microhermal lens; Tfc – Phytoclastic travertine; Lfe – Phytohermal lens; On – Oncolites; SLt – Travertine sands and silts; Cm- Marine con- glomerates (Formazione di Mutignano); LAm- Marine silts and clays (Formazione di Mutignano). I travertini dell’Italia centrale ... condizioni morfologiche sono pressoché identiche: tet- tonica e assetto strutturale delle varie litologie presenti, restano infatti i fattori condizionanti la formazione di questi depositi mentre la differenza è legata unicamente all'entità dei dislivelli e alla gradualità della pendenza del profilo longitudinale del corso d'acqua. Il modello proposto, rappresentato schematica- mente in figura 2, si differenzia dal "Phytoherm frame- stone barrage" di PEDLEY (1990) per la forma finale del- l'edificio. Tale modello inoltre raggruppa le associazioni di litofacies 1 e 3 di GOLUBIC et al. (1993) e variamente anche le litofacies 4, 5 e 6, riconosciute peraltro anche nell'ambiente di "cascata". Il deposito che si forma in questo contesto è costituito da un'alternanza di facies fitoermali (uguali a quelle dell'ambiente di "cascata", ma con maggiore presenza di travertino stromatolitico) e facies fitoclasti- che di vario spessore, costituite da corpi e livelli limosi, sabbiosi e ghiaiosi, massivi o stratificati. Facendo riferi- mento all'ambiente 2, queste sono presenti in un rap- porto minore di 10:1 anche se, nella maggioranza dei casi, questo rapporto può scendere fino a 1:1 o addirit- tura mostrare una prevalenza delle facies fitoclastiche su quelle fitoermali. Per quanto riguarda la dinamica di formazione, come abbiamo detto, la situazione è molto simile a quel- la descritta nell'ambiente di "cascata". Lungo il corso d'acqua infatti, in prossimità di queste piccole rotture di pendio, si formavano dei banconi di travertino fitoermale in facies di cascata che tendevano a progradare verso l'avanti-alto; nelle zone di raccordo tra i banconi invece, dove il gradiente era pressoché nullo si depositavano delle facies detritiche prevalentemente sabbiose (fitocla- stiche), provenienti dall'erosione dei corpi fitoermali più a monte. Con il procedere della deposizione, l'edificio si accresceva realizzando una sovrapposizione dei termini fitoermali su quelli fitoclastici. In questa tipologia di ambiente ricadono, come già specificato, la maggior parte dei depositi travertino- si riconosciuti nell’area di studio (Sefro, Pievetorina, Roccafluvione, ecc.) L’esempio di Sefro In questa località, il deposito travertinoso, che forma un bancone di spessore modesto (3÷5 m), pre- senta la morfologia tipica di un sistema di "cascate e vasche", sebbene le facies fitoermali di cascata siano maggiormente sviluppate. La presenza di tale bancone a livello dell'alveo attuale del torrente Scarzito ed i suoi rapporti con i depositi fluviali e lacustri, permettono di ipotizzare una deposizione alquanto recente, cioè durante l'optimum climatico dell'Olocene (MATERAZZI, 1996). Poco più a valle del deposito descritto, in sinistra idrografica, è presente un piccolo lembo di travertino depositatosi al di sopra di uno deposito ghiaioso, di ori- gine fluviale, discretamente cementato, del Pleistocene medio-finale (MATERAZZI, 1996). Al tetto della sequenza, depositi detriti stratificati di versante del Pleistocene superiore sigillano il deposito stesso, collocando così questa fase deposizionale durante l'ultimo interglaciale (Fig. 5). Al contatto tra le ghiaie fluviali ed il travertino è stato rinvenuto un paleosuolo fersiallitico parzialmente colluviato, solitamente presente al tetto dei depositi alluvionali del I e del II ordine (COLTORTI, 1981; COLTORTI et al., 1991) a conferma dell’antichità di tale deposito rispetto a quello presente lungo l’alveo fluviale. Il meccanismo deposizionale e le varie facies sono praticamente le stesse che caratterizzano il depo- sito riconosciuto a Serravalle di Chienti lungo l’alveo del fiume Chienti, dove presenta uno spessore di pochi metri. Fig. 5 - Sezione schematica del deposito di travertino di Sefro (Tf- Travertino fitoermale). Schematic profile of the travertine deposit at Sefro (Tf – Phytohermal travertine). L’esempio di Pievetorina Nei pressi dell’abitato di Pievetorina, lungo una valle trasversale al fiume Chienti (Fig. 1) sono presenti due diverse generazioni di depositi travertinosi, di cui la più antica, è posta a diverse decine di metri sul talweg mentre l’altra, più recente, si sviluppa in destra idrogra- fica del fosso di Pievetorina a quote di pochi metri dal- l’alveo attuale. In particolare i depositi più significativi sono rappresentati proprio da questi ultimi, in quanto si sviluppano per qualche centinaia di metri lungo l’asse fluviale anche se sono generalmente affioranti solo in destra idrografica. I depositi più antichi, poco estesi e generalmente obliterati da una estesa copertura detritica e colluviale, costituiscono un piccolo terrazzo di travertino alto pochi metri e seguibile, anche se in maniera disconti- nua per la fitta vegetazione, per circa 20÷30 metri. I depositi più bassi invece sono dati da una sequenza travertinosa di notevole spessore, fino a 10 266 P. Farabollini et al. metri, e seppur mascherati in superficie da coltri collu- viali spesse anche fino a un metro, sono ben visibili per effetto dell'incisione fluviale (Fig. 6). Essi sono formati dall'alternanza di facies fitoclastiche (Tfc: ghiaie, sabbie e limi travertinosi) e facies fitoermali (Tf: travertino con- crezionato in posto). Fig. 6 - Foto dell’affioramento del travertino di Pievetorina (Tf- Travertino fitoermale; Tfc- Travertino fitoclastico). Travertine deposit at Pievetorina (Tf - Phytohermal travertine; Tfc - Phytoclastic travertine) Dal basso verso l'alto, sono stati osservati 60 cm di sabbie molto fini e limi travertinosi con piccole lenti di ghiaie travertinose fini a stratificazione planare (Gp di MIALL, 1978), osservabile in corrispondenza del letto flu- viale; verso monte e superiormente, per circa 4÷5 metri, queste facies passano a banconi di travertino fitoerma- le compatto, inclinato di circa 20°÷25° contromonte. Al di sopra, per circa un metro e mezzo, sono visibili alter- nanze di sabbie fini e limi travertinosi dello spessore di 20÷40 cm e di limi argillosi scuri, spessi da 1 a 4÷5 cm. In alcuni casi si riconoscono sottili livelli argillosi dello spessore di circa 10 cm. Inoltre si riconoscono livelli di ghiaie travertinose molto grossolane che arrivano fino alle dimensioni di vari centimetri di diametro: si tratta generalmente di frammenti di travertino fitoermale e di travertino stromatolitico prodotto dal disfacimento di banconi di travertino fitoermale situati più a monte. Procedendo verso l'alto la sequenza evidenzia la presenza di banconi di travertino fitoermale con incli- nazione di circa 20° contromonte. Al tetto della sequen- za è stato infine riconosciuto un suolo bruno alluvionale contenente ciottoli di travertino fitoermale detritico spessi fino a 10 cm. L’esempio di Roccafluvione Il deposito in questione è posto lungo la valle del torrente Fluvione, in corrispondenza dell’abitato di Roccafluvione, ad una quota di circa 275m s.l.m., e si estende verso valle per una lunghezza di circa 800 m, con uno spessore massimo di circa 10 metri. In particolare il deposito studiato è ubicato al di sopra della piana alluvionale di III ordine su cui sorge l’abitato di Roccafluvione, e risulta inciso dal corso d’acqua attuale, posto circa 20 metri più in basso. Le scarpate fluviali, generalmente scolpite nei litotipi della Formazione della Laga, permettono di verificare come, sia in destra che in sinistra idrografica, al di sopra del substrato arenaceo, siano presenti depositi travertinosi fitoermali, di spessore di circa 6 metri, clinostratificati verso monte di qualche grado, e che si estendono anche diverse decine di metri. Verso l’alto essi passano a facies tipicamente fitoclastiche, costituite da sabbie e limi travertinosi e subordinatamente ghiaie travertinose. Lungo la piana alluvionale che costituisce il ter- razzo di III ordine, lavori di sbancamento per la realizza- zione di opere infrastrutturali, hanno permesso di verifi- care come il deposito travertinoso poggi, a luoghi, sui depositi alluvionali terrazzati dati da ghiaie grossolane eterometriche e poligeniche, immerse in abbondante matrice sabbioso-argillosa, per uno spessore di circa 1 metro, che riempiono canali scavati nel substrato (facies Gm e Gt di MIALL, 1978). Anche se la sezione presenta una altezza di circa 2 metri ed una estensione laterale di qualche decina di metri, è comunque possibile valutare i rapporti reciproci tra i vari deposti presenti. In particolare i depositi tra- vertinosi sono rappresentati da facies fitoermali, gene- ralmente accresciuti su supporti vegetali dati principal- mente da muschi, rami e foglie, che passano lateral- mente a travertino fitoclastico e croste stromatolitiche, che formano corpi che presentano estensione laterale anche dell’ordine di diversi metri. Alla sommità, al di sopra di materiali colluviali, è presente un suolo bruna- stro riconoscibile per tutta l’estensione della piana allu- vionale del III ordine. Ambiente 4: "canali travertinosi delle piane alluvionali" Questa situazione, abbastanza ricorrente, è caratte- ristica delle aree esterne alla dorsale carbonatica marchi- giano-abruzzese dove il gradiente diminuisce fortemente e dove le valli si allargano, ormai modellate nei terreni recenti più erodibili (marnosi, arenacei ed argillosi). In queste zone, alla fine del Pleistocene superiore, avveniva la deposizione delle alluvioni terrazzate del III ordine che formavano ampie pianure in regime braided. Con l'inizio dell'Olocene però il regime cambiava; il generale miglioramento climatico favoriva infatti lo svi- luppo della vegetazione sui versanti e la conseguente diminuzione del carico solido negli alvei innescava pro- cessi di incisione e portava alla formazione di canali che incidevano debolmente la sommità del terrazzo pleistocenico. Proprio all'interno di questi canali avveni- va, durante i periodi più caldi dell'Olocene, la deposi- zione di piccoli spessori di facies fitoclastiche e fitoer- mali di travertino. Sempre facendo riferimento ai criteri di classificazione di PEDLEY (1990) e di GOLUBIC et al. (1993), queste facies possono essere paragonate al "braided fluviatile model" del primo o alle litofacies 1 e 3 dell'autore slavo e sono costituite principalmente da 267I travertini dell’Italia centrale ... livelli ghiaiosi e sabbiosi fitoclastici, spesso a stratifica- zione incrociata (tipici di canali a sinuosità medio- bassa) e da piccole fitoerme dove frequente è la pre- senza di travertino stromatolitico (Fig. 2). L’esempio di Pioraco In questa zona, circa un paio di chilometri a monte dell'abitato di Castelraimondo, la piana alluvionale del Pleistocene superiore del Fiume Potenza ha un'esten- sione laterale di circa 500m mentre lo spessore del deposito si aggira sui 10÷15 m. Al tetto di questo depo- sito sono riconoscibili alcuni piccoli canali, incisi per circa 1÷1,50 m riempiti a tratti da facies fitoclastiche e fitoermali di travertino e da travertino stromatolitico che marcavano le fasi di magra dell'attività del canale. L’esempio di Serrapetrona Lungo l’alta valle di un affluente di sinistra del fiume Chienti, nei pressi di Serrapetrona, nel versante orientale della dorsale marchigiana, è stata osservata una potente sequenza detritica ed alluvionale (Fig. 7), di circa 40 metri, posta ad alcune decine di metri sul corso attuale. In particolare dal basso verso l’alto la sequenza risulta costituita, per circa 35 m di spessore, da livelli detritici (Dv) grossolani e subangolosi ai quali si interca- lano ed alternano, a varie altezze, livelli tipicamente flu- viali (facies Gt di MIALL, 1978), dati da clasti subarroton- dati appiattiti e ben addensati, che mostrano una debo- le stratificazione incrociata a basso angolo. Superiormente la sequenza è caratterizzata dalla presenza di sedimenti clastici subangolari per uno spessore complessivo di 4 metri, che seppelliscono un paleosuolo bruno calcico (Pb) di circa 10 cm, e ricopro- no in parte un paleocanale ghiaioso, profondo circa 3 metri e con spessore di circa 1,5 metri. All’interno del deposito il ritrovamento di materiali ceramici fluitati di epoca storica è stato collegato con il denudamento dei versanti operato dall’uomo in epoca storica che avreb- bero innescato intensi fenomeni di erosione con forma- zione di spessi corpi colluviali ai piedi del versante (FARABOLLINI, 1995; CALDERONI et al., 1996b). Alla base del canale si osservano lenti ghiaiose grossolane (facies Gm di MIALL, 1978), alle quali si alter- nano livelli centimetrici di travertino fitoermale e croste stromatolitiche (Tf), a testimonianza di condizioni clima- tiche di tipo temperato umido caratterizzato dalla pre- senza di una estesa copertura vegetale. All’interno di un livello argilloso nerastro (LA), di 30÷40cm, con scheletro costituito da clasti subangolari di 2÷10 cm, sono stati trovati numerosi frammenti ceramici non fluitati, que- st’ultimi attribuiti all’Eneolitico (FARABOLLINI, 1995; CALDERONI et al., 1996b). La datazione radiometrica effettuata su carboni presenti in tale livello, che ha for- nito una età di 4750±65 (CALDERONI et al., 1996b), per- mette di riferire la sequenza all’Olocene antico. Il canale è colmato da un metro di sabbie fitoclastiche a stratifi- cazione piano-parallela (Sfc) che passano lateralmente a travertino fitoermale. 4. CRONOLOGIA E SIGNIFICATO PALEOAMBIENTALE La deposizione del travertino nell’area adriatica marchigiano-abruzzese è sicuramente un fenomeno molto importante ai fini della ricostruzione del contesto paleoambientale del Quaternario. Le differenti fasi deposizionali osservate, infatti, possono essere inqua- drate in periodi climatici e/o storici ben precisi. In primo luogo appare evidente come, in assenza di fenomeni particolari (idrotermalismo o presenza di acque “acide” generalmente sulfuree, di provenienza profonda) il contesto climatico sia senza dubbio fonda- mentale per spiegare la genesi e lo sviluppo di tali depositi; la presenza di travertino all'interno delle valli fluviali durante il Quaternario, è innanzitutto un fenome- no generalizzato e più o meno contemporaneo a livello mondiale nei paesi temperati o attualmente subtropicali (FORD & PEDLEY, 1996 e relativa bibliografia; MATERAZZI, 1996 e relativa bibliografia). Come evidenziato in particolare da NICOD (1986), la grande quantità di carbonato in soluzione, responsa- bile della formazione del travertino, è legato alla forte presenza di CO2 nelle acque percolanti il substrato cal- careo; questo gas, di origine biologica, è a sua volta legato allo sviluppo di potenti spessori di suoli formatisi nei periodi interglaciali quando il generale riscaldamen- to successivo alle fasi fredde glaciali aveva favorito l'in- cremento della vegetazione sui versanti. Una così cospicua copertura vegetale favoriva anche la regolarizzazione del regime idrico: la capacità dei suoli di trattenere le acque, che poi venivano resti- tuite all'alveo in un periodo di tempo più lungo, permet- teva un arricchimento maggiore di anidride carbonica e 268 Fig. 7 - Sezione schematica del deposito di travertino di Serrapetrona (Pb - Paleosuolo bruno; Tf - Travertino fitoerma- le; Gm- Ghiaie; Sfc- Sabbie fitoclastiche a stratificazione piano-parallela; LA- Livello antropico; Dv- Detriti di versante; Gt- Ghiaie a stratificazione incrociata a basso angolo). Schematic profile of Serrapetrona travertine deposit (Pb- Brown paleosoil; Tf- Phytohermal travertine; Gm- Gravels; Sfc- Planar cross-bedded phytoclastic sands; LA- Anthropic level; Dv- Slope deposit; Gt- Low angle through cross-bedded gravels). P. Farabollini et al. assicurava inoltre ai corsi d'acqua un costante, anche se non ingente, apporto d'acqua, condizione estrema- mente vantaggiosa per lo sviluppo delle specie vegetali costituenti il travertino (muschi ed alghe). I dati cronologici raccolti nell’area di studio con- cordano perfettamente con le premesse suddette; per quanto riguarda i depositi più “antichi”, dei quali non si è potuto effettuare datazioni assolute (Civitella del Tronto, Roccamontepiano, Sefro), la loro collocazione stratigra- fica rispetto ad altri elementi geomorfologici noti (depo- siti alluvionali terrazzati, conoidi alluvionali, depositi di versante, paleosuoli ecc.) ha permesso infatti di inqua- drare la deposizione in un contesto climatico caldo- umido come quello tipico dei periodi interglaciali. I depositi recenti invece (S. Angelo, Serrapetrona, Pievetorina, Pioraco; Roccafluvione, ecc.), anche sulla base di datazioni radiometriche effettuate essenzialmen- te su resti vegetali fossili, possono essere collocati in un periodo compreso fra l’Olocene antico (Preboreale, circa 9000 yr B.P.) e il Subatlantico (circa 3000 yr B.P.) fatta esclusione per i depositi ancora in formazione (es. S. Angelo, Castelli). Tale fase si inquadrerebbe perfetta- mente (almeno nel periodo Preboreale-Atlantico, fino a circa 5300 yr B.P.) nell’ ”Optimum climatico” olocenico, caratterizzato da una generale fase di riscaldamento (2°÷3° in più rispetto al presente nelle medie ed alte lati- tudini, ZUBAKOV & BORZENKOVA, 1990). Tali dati sarebbero inoltre in linea con quelli osservati in altre località dell’Appennino centrale (CALDERONI et al., 1996b; CILLA et al., 1994; MATERAZZI, 1996). Il fattore climatico, in concomitanza con gli eventi tettonici pleistocenici, sembrerebbe poi spiegare anche il differente sviluppo (inteso in senso di estensione areale e di spessore) dei travertini antichi, solitamente maggiore rispetto a quelli olocenici. Da una parte infatti, la durata maggiore sia delle fasi fredde, che dei periodi interglaciali del Pleistocene inferiore e medio, potrebbe giustificare uno sviluppo maggiore dei travertini proprio per un più lungo perdurare delle condizioni favorevoli alla deposizione. D’altro canto, il forte sollevamento tettonico pleistocenico (DRAMIS, 1992) favoriva anche l’approfondimento, soprattutto nei periodi interglaciali caratterizzati da un incremento dell’erosione lineare, delle valle fluviali con conseguente rapido abbassa- mento della superficie piezometrica ed aumento del regime idrologico dei corsi d’acqua (FARABOLLINI et al., 2003). Tale effetto, più intenso inizialmente, veniva pro- gressivamente diminuendo in relazione al riequilibrio con il nuovo livello piezometrico di base (Fig. 8). Ben più complessa sembra essere invece la teoria sul più o meno generalizzato declino, fino alla completa cessazione, del fenomeno deposizionale in particolare per quanto riguarda l’Olocene recente: due filoni di pensiero, talvolta in netto contrasto, associano infatti tale scomparsa, a livello globale, alternativamente a cause climatiche o antropiche (GOUDIE, 1993). La prima corrente (GEURTS, 1976; PREECE et al., 1986) considera come causa fondamentale il progressi- vo raffreddamento e passaggio verso condizioni più aride (LAMB, 1995) avvenuto nell’intervallo Subboreale – Subatlantico (periodo definito anche come “intervallo Neoglaciale”) testimoniato in Italia ad esempio da avan- zate glaciali nelle Alpi e forte instabilità climatica; tali variazioni avrebbero di conseguenza modificato anche il regime idrologico dei corsi d’acqua con conseguente crisi dei sistemi deposizionali travertinosi. Una seconda teoria (NICOD, 1986; VAUDOUR, 1986; WEISROCK, 1986; COLTORTI et al., 1991) ritiene invece determinante l’importanza dell’impatto antropico sui versanti avvenuto in molte località alla fine del Neolitico ed all’inizio dell’Età del Bronzo (Fig. 9). Il passaggio in questo periodo da una cultura prevalentemente noma- de e pastorale, ad una di tipo agricolo e stabile e gli intensi disboscamenti operati per il reperimento di legname da costruzione e riscaldamento avrebbe inne- scato repentini processi di erosione della copertura pedologica; la scomparsa del suolo, principale fornitore della CO2 necessaria per la dissoluzione dei carbonati, unita ad un progressivo intorbidimento delle acque per l'aumentato carico solido proveniente dai versanti ed il passaggio da un regime di flusso non molto intenso ma costante, ad uno più ingente, intermittente e canalizza- to, avrebbero cancellato i requisiti necessari al prosie- guo della sedimentazione travertinosa. Recentemente DRAMIS et al. (1999) hanno propo- sto una teoria sull’influenza delle variazioni di tempera- tura passate, nei sistemi acquiferi carbonatici. In parti- colare tali autori sottolineano l’importanza dei forti squi- libri termici esistenti, all’inizio delle fasi climatiche più calde, fra le acque sotterranee (influenzate dalla “roccia serbatoio”, a più bassa conducibilità termica e quindi 269 Fig. 8 - Schema delle caratteristiche paleoambientali del reti- colo fluviale in corrispondenza delle variazioni climatiche qua- ternarie. Sketch of paleoclimatic characteristics of the hydrographic network related to quaternary climatic variations. I travertini dell’Italia centrale ... ancora in equilibrio con le condizioni “glaciali” prece- denti) e le temperature esterne, che salivano molto più velocemente. Tale effetto, ovviamente non esclusivo, confermerebbe il ruolo climatico, esaltando la fase deposizionale iniziale ed in parte fornendo una spiega- zione al declino del processo, in relazione all’ormai rag- giunto equilibrio fra le sopracitate temperature della roccia e dell’aria. Fig. 9 - Cronologia pleistocenica ed olocenica della deposizio- ne travertinosa. Il tratto nero indica l’intervallo cronologico desunto da datazioni assolute; il tratteggio invece indica l’in- tervallo cronologico desunto da correlazioni geomorfologiche. Pleistocene and Holocene chronology of travertine deposition. Black line indicates chronological interval obtained by absolute dating; dashed line indicates chronological interval obtained by geomorphological correlations. 5. CONCLUSIONI Gli studi condotti sui depositi travertinosi dell’Italia centrale adriatica, assieme ai dati derivanti da studi già effettuati nell’area in esame, hanno permesso di confer- mare come la deposizione travertinosa avvenga essen- zialmente in corrispondenza di rotture del profilo dei corsi d’acqua. La crescita di questi corpi è legata soprattutto al concrezionamento su “supporti” vegetali che produce la formazione di veri e propri sbarramenti. A monte si formano piccoli bacini lacustri e/o palustri su cui sui depositano materiali fitoclastici (provenienti dalla degradazione di corpi fitoermali posti più a monte). Caratteristica comune a tutti i depositi travertinosi dell’area adriatica marchigiano-abruzzese è la messa in posto in ambiente tipicamente fluviale: ➢ sia per la loro disposizione (per lo più simmetrica e parallela all’asse fluviale); ➢ sia per la presenza di frequenti strutture tipiche da trasporto; ➢ sia per gli stretti rapporti con i depositi alluvionali presenti lungo l’alveo. La presenza di diverse generazioni di depositi tra- vertinosi disposti a quote diverse sul fondovalle attuale, la presenza alla base delle placche di travertino di clasti calcarei arrotondati di chiara origine fluviale che marca- no antichi livelli di fondovalle, studi palinologici, che evi- denziano come la deposizione dei travertini, nel com- plesso, sembra essere avvenuta in un contesto climati- co tipicamente interglaciale, avvalorano l’ipotesi di come la più o meno intensa deposizione di travertino (estre- mamente differente anche all’interno delle stesse aree studiate, durante fasi diverse) sia da associare ad un regime idrologico che veniva mutando nel tempo. Tale fenomeno, insieme al sollevamento tettonico ed alle variazioni climatiche quaternarie, sembrerebbe il mag- giore responsabile della progressiva diminuzione, fino in qualche caso alla totale interruzione, della deposizione di travertino, oltre a fenomeni legati all’antropizzazione, particolarmente evidente a partire dall’Olocene antico. Infine, sulla base dei reciproci rapporti tra i depo- siti su menzionati, è stata proposta una nuova classifi- cazione dei meccanismi deposizionali che, differente- mente da quelle esistenti in letteratura, tiene conto di ambienti deposizionali e condizioni morfologiche parti- colari e più o meno localizzate. RINGRAZIAMENTI Gli Autori desiderano ringraziare i referees per gli utili consigli nella revisione del testo. Lavoro eseguito con fondi di Ateneo Dott. Farabollini e Prof. Miccadei. Il presente lavoro è frutto della ricerca e della collaborazione di tutti gli autori. In particolare Farabollini P. ha coordinato la ricerca e con Materazzi M. ha eseguito i rilevamenti geomorfologici e le analisi di dettaglio nell’area marchigiana e teramana e curato i modelli interpretativi; Miccadei E. ha coordi- nato i rilevamenti geomorfologici e le analisi nell’area abruzzese; Piacentini T. ha eseguito le analisi di detta- glio e i rilevamenti geomorfologici nell’area abruzzese. BIBLIOGRAFIA BIGI S., CANTALAMESSA G., CENTAMORE E., DIDASKALOU P., DRAMIS F., FARABOLLINI P., GENTILI B., INVERNIZZI C., MICARELLI A., NISIO S., PAMBIANCHI G. & POTETTI M. (1995) - La fascia periadriatica marchigiano-abruz- zese dal Pliocene medio ai tempi attuali: evoluzio- ne tettonico-sedimentaria e geomorfologica. Studi Geol. Camerti, vol. spec. 1995/1, 37-49. BONI C. & COLACICCHI R. (1966) - I travertini della valle del Tronto: giacitura, genesi e cronologia. Mem. Soc. Geol. It., 5, 315-339. BUCCINO G., D'ARGENIO B., FERRERI V., BRANCACCIO L., FERRERI M., PANICHIC. & STANZIONE D. 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