Imp.Sauro-Zampieri EEVVIIDDEENNZZEE MMOORRFFOOLLOOGGIICCHHEE DDII TTEETTTTOONNIICCAA RREECCEENNTTEE SSUULL MMAARRGGIINNEE OORRIIEENNTTAALLEE DDEELLLLAA MMAAIIEELLLLAA ((AAPPPPEENNNNIINNOO CCEENNTTRRAALLEE)) UUggoo SSaauurroo11 && DDaarriioo ZZaammppiieerrii22 1Dipartimento di Geografia dell’Università di Padova, e-mail: ugo.sauro@unipd.it 2Dipartimento di Geologia, Paleontologia e Geofisica dell’Università di Padova, e-mail: dario.zampieri@unipd.it RIASSUNTO: Sauro U. & Zampieri D., Evidenze morfologiche di tettonica recente sul margine orientale della Maiella (Appennino Centrale). (IT ISSN 0394 – 3356, 2004). La montagna della Maiella è una delle massime elevazioni dell’Appennino centrale e la sua grande scarpata orientale è una delle forme tettoniche più spettacolari di tutta la catena. La scarpata è modellata sul fianco di una piega anticlinale, espressione di una sottostante faglia inversa facente parte del sistema neogenico di sovrascorrimenti a vergenza adriatica. L’alto strutturale della Maiella deriva tutta- via in parte anche dalla fisiografia dell’avanfossa, in quanto prima della fase di raccorciamento era un horst delimitato da faglie normali antitetiche. In prossimità dello sbocco a valle del grandioso canyon del Vallone di S. Spirito che incide la Maiella, esiste un fenomeno di sbarra- mento interpretabile come la conseguenza dell’espulsione verticale di un cuneo tettonico in prossimità della base della scarpata. In relazione ai caratteri della stretta forra che ha inciso lateralmente la "diga in roccia", è possibile ipotizzare che l’evento tettonico che ha determinato l’espulsione del cuneo sia riferibile a un momento relativamente recente, anche se difficile da definire con precisione, del Pleistocene. Pertanto la morfostruttura della Maiella non avrebbe cessato la sua attività nel Pliocene superiore, come sostenuto dalla letteratura geologica, ma sarebbe stata attiva anche nel Quaternario. ABSTRACT: Sauro U. & Zampieri D., Geomorphological evidences of recent tectonics along the eastern side of the Maiella Massif (Central Apennines). (IT ISSN 0394 – 3356, 2004). The Maiella mountain is one of the highest elevations of the Central Apennines. Its huge eastern scarp is also one of the most specta- cular tectonic landforms of the belt. The escarpment represents the forelimb of a thrust-related anticline belonging to the Neogene Adriatic-verging thrust system. Nevertheless, the Maiella structural high partly results from the shortening of a pre-orogenic horst boun- ded by antithetic normal faults. In the lower segment of the Vallone di S. Spirito, one of the main canyons which cuts in the scarp, it is possible to recognize a damming event caused by the extrusion of a tectonic wedge. On the base of the characters of the narrow gorge engraved in the natural dam, the related tectonic episode is referable to a relatively recent moment, even if not easy to be precisely defined, of the Pleistocene. Thus, it is possible to infer that the Maiella morphostructure has not ceased its activity in the Upper Pliocene, as reported in the geological lite- rature, but has been active also during the Quaternary. Parole chiave: tettonica recente, erosione fluviale, geositi, Appennino Centrale. Keywords: recent tectonics, fluvial erosion, geosites, Central Apennine Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 1177(1), 2004, 3-9 11.. PPRREEMMEESSSSAA La scarpata che costituisce il margine orientale del Massiccio della Maiella è una delle più spettacolari forme tettoniche dell’Appennino. Tale scarpata, che pre- senta in pianta una forma arcuata, convessa verso est per una lunghezza di oltre 30 km, raccorda le dorsali e gli altopiani sommitali della Maiella, che si estendono al di sopra dei 2000 m s.l.m., con la fascia di colline che degrada gradualmente verso la costa adriatica. La tran- sizione morfologica fra la scarpata ed il rilievo collinare ha luogo lungo una linea che corre oscillando fra le quote di 400 ed 800 metri, è molto netta e caratterizzata da un cambiamento sia del tipo di rocce, sia dello stile topografico. Infatti, tale linea marca il contatto tra i cal- cari di piattaforma di scarpata/bacino cretaceo-miocenici e i sedimenti evaporitici e torbiditici silicoclastici mio- pliocenici (Crescenti et al., 1969; Vecsei et al., 1998; Vezzani & Ghisetti, 1998). Sulla scarpata, ove affiorano estesamente i calcari di piattaforma, si osserva un incre- mento delle pendenze da monte verso valle, tale da dare l’impressione di trovarsi di fronte ad una forma tet- tonica particolarmente giovane, ancora attiva. Un pro- blema dello studio di questo tipo di grandi scarpate tet- toniche connesse a sistemi di faglie di tipo inverso, e quindi a deformazioni di tipo compressivo, è, tuttavia, quello che, a differenza delle scarpate di faglia normale, non vi si trovano facilmente fenomeni di "surface faul- ting" tali da permettere di individuare episodi recenti di riattivazione della struttura. E’ quindi indispensabile ana- lizzare queste scarpate in tutte le loro caratteristiche morfologiche per tentare di individuarvi altri tipi di indizi di movimenti tettonici recenti. Da questo punto di vista una delle aree più interessanti e complesse di questa grande scarpata è il segmento intermedio, caratterizzato da un complesso sistema di profonde incisioni del tipo canyon fluviocarsico che seguono prevalentemente le direzioni di massima inclinazione degli strati (valli cata- clinali di tipo conseguente), ma che si sono impostate in sistemi di fratturazione connessi, almeno in parte, con le 4 U. Sauro & D. Zampieri condizioni di rilascio tensionale innescate dall’evoluzio- ne morfotettonica della stessa scarpata. In questo lavoro viene presentato un aspetto pre- sente proprio nel contesto di una di queste incisioni, che, secondo noi, è più che un indizio di una riattivazio- ne recente di strutture preesistenti, riconducibile, a gran- di linee, ad un momento relativamente recente, anche se di non facile definizione, del Pleistocene. 22.. IINNQQUUAADDRRAAMMEENNTTOO SSTTRRUUTTTTUURRAALLEE L’anticlinale della Maiella rappresenta la struttura affiorante più esterna del sistema di sovrascorrimenti dell’Appennino centrale, sviluppatosi a partire dal Miocene inferiore (Casnedi et al., 1981; Ghisetti & Vezzani, 1983, 1997). In pianta l’anticlinale presenta una forma arcuata con la concavità rivolta ad ovest e l’asse immergente a nord, dove la struttura è ricoperta in discordanza dai depositi del Pliocene superiore. In sezione ha una forma asimmetrica con il fianco orientale (esterno) più ripido. Sul lato occidentale (interno) è inte- ressata da un sistema di faglie normali postcollisionali immergenti a ovest, di cui quella del Monte Morrone è tuttora attiva e viene interpretata come collasso gravita- zionale del settore appenninico più ispessito e sollevato (Ghisetti & Vezzani, 1999a), oppure come migrazione dell’apertura del bacino tirrenico (e.g. Lavecchia et al., 1994). Faglie normali sinsedimentarie messiniane-plio- ceniche delimitano il fianco interno (faglia di Caramanico), ma anche il fianco esterno dell’anticlinale della Maiella (Scisciani et al., 2000). Queste ultime erano in origine immergenti verso l’avanfossa e durante lo sviluppo dell’anticlinale connesso al raccorciamento sono state ruotate ad assumere l’attuale immersione verso ovest ed un’apparente geometria da faglie inver- se. L’alto strutturale della Maiella sarebbe pertanto in parte derivato dalla fisiografia dell’avanfossa pliocenica inferiore (Scisciani et al., 2002). I sedimenti di avanfossa silicoclastici del Pliocene inferiore sono coinvolti nella deformazione compressiva e l’età del sovrascorrimento della Maiella viene riferita essenzialmente al Pliocene medio-superiore (Ambrosetti et alii, 1983, Casnedi et al., 1981, Ghisetti & Vezzani, 1983, 1997; Scisciani et al., 2000, 2002), non essendo state riconosciute evidenze di un’attività qua- ternaria. Il contatto tra i carbonati del fianco della Maiella e i sedimenti terrigeni affioranti ad est di Fara S. Martino si presenta verticalizzato. Per Ghisetti & Vezzani (1999b) tale assetto, accompagnato da locali movimenti normali e trascorrenti, sarebbe stato prodotto dall’attività tardo-pliocenica della Linea Volturno-Sangro, una discontinuità profonda ad alto angolo con orienta- zione generale N-S e cinematica trascorrente destra, che corre lungo il fianco est della Maiella. Secondo Cello et al. (1997) e Tondi & Cello (2003) il campo di stress tardo-quaternario dell’Appennino cen- trale è caratterizzato da un regime trascorrente con asse principale massimo orizzontale orientato NW-SE. 33.. EEVVOOLLUUZZIIOONNEE GGEEOOMMOORRFFOOLLOOGGIICCAA Il Demangeot (1965) nella sua celebre memoria sulla geomorfologia degli Abruzzi Adriatici affronta in modo organico il problema dell’evoluzione geomorfolo- gica del grande versante orientale di questo massiccio carbonatico e dei grandi canyon che lo incidono. Sottolinea la freschezza della spettacolare scarpata tet- tonica, che sembra contrastare con l’età relativamente antica della faglia che la delimita a valle. Nell’ambito del grande versante, egli indica diversi ordini di ripiani, che interpreta come spianate in roccia, relitti di antiche piat- taforme di spianamento erosivo create in prossimità del livello di base (antico livello del mare) ad opera di fiumi costieri o dello stesso mare. Sostiene di riconoscere nell’ambito dei profili longitudinali dei canyon un’alter- nanza di tratti relativamente poco inclinati rispetto alla pendenza media, correlabili sia tra di loro, sia con i ripia- ni dei versanti e distinguibili in un numero di ordini varia- bile tra due e quattro. Per questo motivo interpreta i grandi canyon come delle forme policicliche, risultanti da un’alternanza di momenti di rapido sollevamento con momenti di stasi del sollevamento tettonico. Conseguenza dell’evoluzione ciclica sarebbe anche il progressivo restringimento delle incisioni a partire dalla dorsale sommitale verso la periferia. Il più alto degli ordini di ripiani sarebbe riferibile al tardo Oligocene, mentre il più basso alla fine del Pliocene (Villafranchiano). In altre parole, la Maiella si sarebbe andata sollevando e strutturando nell’arco di oltre 30 milioni di anni e l’ultima fase di attività tettonica importante sarebbe riferibile alla fine del Pliocene o all’i- nizio del Quaternario. Se da un lato appare abbastanza ovvio che il sol- levamento della Maiella e la genesi della grande scarpa- ta orientale siano il risultato di più episodi e fasi tettoni- che ed è probabile che almeno alcuni dei ripiani di ver- sante individuati dal Demangeot siano relitti di superfici spianate in prossimità di antichi livelli di base, tuttavia, un’analisi dettagliata del quadro geomorfologico non for- nisce elementi convincenti a favore delle conclusioni cui è giunto questo studioso. Infatti, nell’ambito della grande scarpata alcuni ripiani in roccia si riconoscono, con una certa difficoltà, soltanto nel settore settentrionale, e l’a- nalisi dei profili longitudinali dei canyon non consente di rilevare degli ordini di segmenti a bassa pendenza cor- relabili tra di loro (Fig. 1). Pertanto, il quadro geomorfo- logico d’insieme farebbe propendere per un sollevamen- to relativamente continuo, almeno in una dimensione geologica, piuttosto che per uno a scatti. Le variazioni di pendenza dei profili dei canyon sembrano maggiormen- te legate a fattori locali di diverso tipo, piuttosto che ad un’evoluzione di tipo policiclico. Da un’analisi geomorfologica, i canyon della Maiella risultano essere forme complesse, risultanti da una cooperazione di processi di tipo diverso che si sono esplicati nel corso del sollevamento della montagna. E’ quindi corretto definirli canyon poligenetici piuttosto che canyon policiclici. Ma si tratta certamente anche di forme relativamente giovani che non sembrano avere alle spalle una storia lunga come quella presupposta nel modello del Demangeot. 44.. LLOO ""SSBBAARRRRAAMMEENNTTOO"" DDII VVAALLLLEE DDEELL VVAALLLLOONNEE DDII SSAANNTTOO SSPPIIRRIITTOO Chi si inoltri nello sbocco del Vallone di S. Spirito nel grande versante orientale della Maiella (versante 5Evidenze di movimenti tettonici ... Adriatico) poco a monte di Fara di San Martino ha l’im- pressione, dopo aver percorso un centinaio di metri, di trovarsi chiuso il cammino da una parete in roccia (Figg. 2, 3). Solo l’osservazione attenta permette di scoprire sul lato sinistro della parete la stretta apertura di una forra che per 50 metri mantiene la larghezza di circa 2-3 m e che poi si apre, all’improvviso, in una forra molto più ampia (20-50 m) (Fig. 4). Questo stretto accesso alla forra interna ha deter- minato nel Medioevo la scelta di costruire il monastero benedettino di S. Martino, subito a monte dello sbarra- mento. Era infatti facile impedire l’accesso ad eventuali predoni. Il toponimo "Vallone di S. Spirito" è legato alla storia del monastero, poi abbandonato in seguito ad uno o più eventi di piena torrentizia, che ne hanno provocato un parziale seppellimento. L’improvviso restringimento della valle riguarda il tratto terminale del sistema idrografico Val Cannella - Vallone di Macchia Lunga - Vallone di S. Spirito che costituisce una delle più spettacolari valli incassate nel grande versante orientale della Maiella. Su questo ver- sante si scende dai 2793 m del M. Amaro ai 400 m di Fara di San Martino su una distanza planimetrica di 10 km con una pendenza media di circa il 24%. Tuttavia, nella fascia inferiore del versante le pendenze sono considerevolmente maggiori: mediamente quasi il 40% tra il M. Acquaviva (2737) e Fara di S. Martino, circa il 45% tra il M. Pizzone (2214) e Fara di San Martino, circa il 66% nella fascia di scarpata compresa fra 800 e 1800 m s.l.m., 4 km a sud di Fara. Il sistema idrografico inizia con un ampio circo gla- ciale per continuare con un vallone dapprima ad U, poi progressivamente a V e quindi con un canyon fluviocar- sico sul cui fondo si individua una forra dalle pareti sub- verticali larga parecchie decine di metri ed a tratti ingombra di accumuli di frana e di grandi coni secchi di debris flow che determinano fenomeni di sbarramento ed alternanza di segmenti poco ripi- di e di gradini. In sinistra idrografica il Vallone di Macchia Lunga riceve la confluenza della Valle delle Mandrelle, la quale nasce da un circo a sud del M. Acquaviva e risul- ta sospesa rispetto alla valle princi- pale per la presenza di una gradina- ta di spettacolari salti. In destra idro- grafica, a SE di Cima dell’Altare c’è un grande circo sospeso sul Vallone di Macchia Lunga. Nel segmento più a monte, la linea di fondovalle presenta la direzione WNW-ESE, per poi tendere, nel tratto interme- dio, ad una direzione W-E e quindi, nel segmento più a valle, ad un orientamento SW-NE, obliquo rispetto alla grande scarpata tettoni- ca che qui caratterizza il bordo orientale della Maiella. La forma del bacino idrografico è grossomodo quella dell’impronta di un fagiolo, più stretta alla sua estre- mità meridionale e della superficie complessiva di circa 26 km2. Nella parte più a valle della forra, il profilo è spesso asimmetrico, in Fig. 2 - Lo sbarramento roccioso del Vallone di Santo Spirito visto da valle. Una stretta forra sul lato sinistro permette di superare questa barriera. The natural rocky barrier of the canyon of Santo Spirito as seen from downvalley. A narrow gorge on the left side allows to bypass this obstacle. Fig. 1 - Schizzo morfotettonico della Maiella e profili longitudi- nali dei principali valloni che ne incidono il versante orientale. Morphotectonic sketch of Maiella mountain group and longitudi- nal profiles of the main canyons of its eastern slope. 6 quanto sul versante sinistro si alter- nano superfici di stratificazione, data la giacitura a franapoggio degli strati, con pareti; il versante destro è invece una grande parete interrot- ta soltanto da alcuni ripidi canaloni. In questa parte, l’andamento della forra risulta condizionato dalla giaci- tura degli strati, che diventano sem- pre più inclinati man mano che ci si avvicina alla scarpata periferica. L’incisione tende quindi ad assume- re il carattere di valle omoclinale. La "diga" in roccia che costi- tuisce lo sbarramento ha la forma di un cuneo più largo sul lato setten- trionale e più stretto sul lato meri- dionale (rispettivamente circa 70 e 45 m). La sua superficie superiore è inclinata verso sud e pertanto l’al- tezza dello sbarramento decresce da nord verso sud (fra circa 40 e 20 m). La parete che guarda verso monte è obliqua rispetto all’asse della forra principale; la parete a valle è invece quasi ortogonale. Lo spigolo superiore della parete a valle è arrotondato e pertanto il pro- filo è convesso, con un’accentuazione dove la parete è più bassa. Qui la roccia appare molto più fessurata e fratturata che nella fascia inferiore. In basso la parete appare arretrata di pochi metri (1-5 m) rispetto al piano tettonico sezionato dal fianco destro della valle. La pare- te a monte mostra un arretramento più modesto rispetto al piano tettonico, dell’ordine del metro; risulta inoltre degradata da incavi e fessure da carsismo di contatto che raggiungono la profondità di circa 1 metro. La stretta forra che costituisce il bypass è una tipi- ca forma di erosione torrentizia. Presenta un asse incli- nato di circa 70% verso sud, cioè verso la base del ver- sante destro (meridionale). Le pareti mostrano incavi e marmitte di parete, espressioni dell’elevata energia del corso d’acqua che ha percorso questa incisione traspor- tandovi ciottoli e massi. 55.. AASSPPEETTTTII EE CCOONNSSEEGGUUEENNZZEE DDII UUNN EEVVEENNTTOO TTEETTTTOONNIICCOO RREECCEENNTTEE La "diga" in roccia che sbarra il Vallone di S. Spirito non può essere spiegata sulla base di semplici fenomeni di modellamento del rilievo ad opera di pro- cessi dell’erosione. Certamente non si tratta di una con- tropendenza originata dall’erosione glaciale. A queste quote non esistono indizi di alcun tipo di modellamento glaciale. La congruenza tra questa forma ed i piani di faglia che la delimitano e che proseguono nelle pareti laterali (Fig. 5) permette di ipotizzare che si tratti di una forma tettonica risultante dall’espulsione verticale di un cuneo tettonico in concomitanza con una riattivazione di strut- ture connesse con il sistema tettonico della grande scar- pata orientale della Maiella. E’ verosimile che un campo di stress attuale con asse principale massimo orizzonta- le orientato NW-SE (Cello et al., 1997, Tondi & Cello, Fig. 3 - Lo sbarramento roccioso del Vallone di Santo Spirito visto da monte. Si intravede la stretta forra di incisione torrentizia sul lato destro. The natural rocky barrier of the canyon of Santo Spirito as seen from up-valley. The narrow gorge cut by a creek is on the right side. Fig. 4 - Pianta della forra con i principali elementi strutturali. Plan view of the gorge with the main structural elements U. Sauro & D. Zampieri 7 2003) possa produrre una transpressione sinistra su una struttura siffatta. Non è tuttavia ancora del tutto chiaro il meccanismo cinematico in grado di produrre un movimento essenzialmente verticale di un cuneo che in sezione appare divergente verso il basso. Alternativamente, nel caso il cuneo descritto fosse com- patibile con il modello di deformazione del margine orientale della Maiella descritto da Ghisetti & Vezzani (1999b), la Linea Volturno-Sangro avrebbe continuato la sua attività anche nel Pleistocene. Sulla base dei diversi elementi raccolti è possibile abbozzare il seguente modello di evoluzione morfotetto- nica (Fig. 6): a) in un momento geologico recente, eventi tettonici ravvicinati di riattivazione delle strutture connesse con la grande scarpata causano l’espulsione di un cuneo per un rigetto morfologico verticale superiore ai 20 metri; la parte superiore di questo cuneo pre- senta già un sistema di fessure precedentemente allargate dal fenomeno carsico, quando la roccia si trovava coperta dai riempimenti alluvionali del fondo- valle; b) in seguito allo sbarramento della valle si forma una conca chiusa che potrebbe aver ospitato un lago effi- mero per le perdite di tipo carsico; c) il torrente riempie di depositi ciottolosi la depressione che si è creata a monte sino a colmarla; l’acqua pre- sente nell’acquifero ospitato in questi depositi favori- sce la carsificazione della parete sepolta; d) il torrente inizia ad incidere la soglia della diga in roc- cia; l’azione di incisione diventa efficace dopo che la depressione è stata colmata di depositi ciottolosi. Nei momenti di piena si formano una corrente ed una cascata di acqua che trascinano ciottoli e che quindi esercitano una notevole capacità abrasiva; e) nei momenti di piena, la cascata determina uno smussamento dello spigolo a valle della "diga" ed un arretramento della parete, a cui si accompagna un’a- zione di incisione sul lato più basso della "diga", cioè sul suo margine meridionale, con conseguente for- mazione della stretta forra nella cui genesi gioca un ruolo importante l’azione di evorsione esercitata dai ciottoli trasportati. E’ possibile formulare anche altri modelli che, per esempio, prevedano un ripetersi degli episodi di deposi- zione a monte della "diga", con riempimento e ostruzio- ne della forra in formazione, o, addirittura, seppellimento dell’intera "diga" in relazione all’alternarsi di fasi di mag- giore o minore attività idrica del torrente e di produzione Fig. 5 - Schizzo delle strutture tettoniche riconoscibili sulle pareti della forra principale appena a valle dello sbarramento. Sketch of the main tectonic structures on the sides of the main canyon just downstream of the natural dam. Fig. 6 - Schizzo della possibile evoluzione del fenomeno di sbarramento e di incisione della stretta forra. 1: situazione di pre-sbarramento, 2: espulsione tettonica e sbarramento, 3: incisione della forra. E’ necessario considerare che l’espulsione del cuneo ha comportato l’attivazione di più faglie sui due lati dello stesso con movimenti sia obliqui, sia verticali. Sketch of the possible evolution of of the tectonic damming and of the down-cutting of the gorge. 1: pre-damming situation, 2: wedge expulsion and valley damming, 3: gorge cutting. It must be considered that the wedge expulsion interested different faults on both sides of the morphostructure with both oblique and vertical movements. Evidenze di movimenti tettonici ... 8 di detrito nel bacino a monte. Dal punto di vista dell’età di questa forma, se si tiene conto della larghezza e profondità della forra e del- l’arretramento subito per erosione meccanica e per degradazione fisica e chimica dalle pareti della diga, si può ragionevolmente supporre si tratti di una forma che ha attraversato almeno una fase di intensa attività tor- rentizia, molto maggiore rispetto a quella attuale. Nelle Alpi, forre simili in ambienti glacializzati sono comune- mente ritenute forme polifasiche, che si sono evolute nel corso di più oscillazioni glaciali (Castiglioni, 1958). Forme di queste dimensioni in Val di Non sono state però attribuite all’ultima glaciazione, sulla base di consi- derazioni sia morfologiche che di correlazione con i depositi glaciali (Sauro, 1976). Tuttavia, negli ambienti appenninici, date le condizioni ambientali e paleoam- bientali diverse da quelle delle Alpi, tra cui il notevole sviluppo di un’idrologia di tipo carsico, è particolarmente difficile attribuire un’età precisa a queste forme. L’attività torrentizia che le ha create potrebbe essere stata parti- colarmente intensa quando nel bacino a monte esisteva un ghiacciaio, durante l’ultima fase di espansione gla- ciale che nell’Appennino centrale ha avuto il suo massi- mo intorno ai 22 mila anni fa (Giraudi & Frezzotti, 1997). E’ quindi molto probabile che l’espulsione del cuneo sia avvenuta prima di questo momento del Pleistocene superiore. 66.. CCOONNSSIIDDEERRAAZZIIOONNII CCOONNCCLLUUSSIIVVEE La "diga in roccia" che ha determinato la formazio- ne della forra, considerata nel suo contesto morfostrut- turale, rappresenta un’evidenza di un movimento tettoni- co recente nell’ambito delle grande scarpata orientale della Maiella. Un’attenta analisi di questo sbarramento naturale permette di escludere sia che esso possa essere la con- seguenza di un fenomeno di sovraescavazione a monte, sia che possa trattarsi della conseguenza di un movimento gravitativo nell’ambito della grande scarpata. Nella fascia inferiore della stessa scarpata è possibile riconoscere altre strutture cuneiformi espulse in seguito a fenomeni tettonici, spesso associate a strutture di tra- scinamento degli strati (drag folds) (Fig. 7). Queste forme meriterebbero un’approfondita analisi strutturale. Questo cuneo espulso, che ha rappresentato una sorta di "diga naturale", non costituisce un semplice det- taglio nell’ambito della grandiosa scarpata orientale della Maiella, ma l’espressione del fatto che la scarpata è una forma tettonica ancora "viva", che mostra una notevole freschezza. Dato il contesto erosivo è difficile trovare dei marker cronologici, in particolare di tipo sedi- mentario, che possano favorire una ricostruzione più precisa di momenti chiave di quest’evoluzione. Non dimentichiamo tuttavia che all’interno dei canyon esisto- no numerose grotte carsiche che non sono mai state studiate, ed, in parte, neppure esplorate e che potrebbe- ro aver registrato nei loro sedimenti eventi significativi della storia di questo versante della Maiella. In ogni caso, la stretta forra, considerata nel suo contesto tettonico e geomorfologico, rappresenta una particolarità "geologica" meritevole sia di ulteriori studi, sia di interventi di tutela e valorizzazione nell’ottica di una didattica di tipo naturalistico-culturale. E’ certamen- te meritevole di essere censita come un importante "geosito", per il suo interesse rilevante per la conoscen- za della storia della seconda montagna dell’Appennino. RRiinnggrraazziiaammeennttii Esprimiamo un particolare ringraziamento a Ezio Burri e Andrea Borsato che ci hanno accompagnato sul terreno e hanno contribuito alla discussione sull’evolu- zione della forma. Questo lavoro è stato in parte finan- ziato dal MIUR Cofin 2002 (prot. 2002043912_002). Fig. 7 - Cuneo tettonico espulso nell’ambito della fascia inferio- re della grande scarpata tettonica della Maiella, in prossimità di Fara di San Martino. Sul lato a valle si riconosce una piega di trascinamento. Questa struttura presenta forti analogie con quella descritta, che si trova poche centinaia di metri più a ovest. A partially extruded wedge in the lower belt of the tectonic scarp of Maiella near Fara di San Martino. A drag fold affects the downvalley side. This structure shows strong analogies with that described, which is located few hundred metres westwards. U. Sauro & D. Zampieri BBiibblliiooggrraaffiiaa Ambrosetti P., Bosi C., Carraro F., Ciaranfi N., Panizza M., Papani G., Vezzani L. & Zanferrari A. (1983) – Neotectonic map of Italy. Consiglio Nazionale delle Ricerche, Roma. Casnedi R., Crescenti U., D’Amato C., Mostardini F. & Rossi U. (1981) - Il Plio-Pleistocene del sottosuolo molisano. Geol. Romana, 2200, 1-42. Castiglioni G.B. (1958) – Studi geologici e morfologici del territorio di Baceno e Premia (Val d’Ossola, Alpi Lepontine). Mem. Ist. Geol. Mineral. Università di Padova, 2200, 1-82. Cello G., Mazzoli S., Tondi E. & Turco E. 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