Nella Piana, cosi come definita nell’introduzione, sono prevalsi, nell’intervallo di tempo preso in considerazione, i fenomeni di accumulo sedimentario rispetto a quelli erosivi, com’era logico attendersi, trattandosi della parte più depressa di una conca. Tuttavia, le forme legate a fenomeni di prevalente erosione hanno una loro rilevanza per la fascia di territorio che circonda l’alveo lacustre bonificato.
Per tale motivo la descrizione dell’area viene effettuata distinguendo le forme di accumulo da quelle di erosione. Vengono considerate forme di accumulo le superfici dei sedimenti lacustri, talora terrazzate, i conoidi fluviali e fluvioglaciali dei corsi d’acqua immissari del lago, la fascia detritica di raccordo tra la piana lacustre bonificata ed i versanti circostanti, la piana corrispondente alla depressione del lago storico ed i cordoni litorali presenti ai suoi margini. La formazione di tali depositi ed il modellamento delle loro morfologie sono infatti legati al prevalere della sedimentazione sull’erosione.
Le forme di erosione si possono suddividere in due gruppi: le piattaforme di abrasione lacustri, su calcari e su sedimenti alluvionali e lacustri, ed i glacis di erosione, legati per lo più all’azione erosiva areale operata dalle acque di scorrimento superficiale. I rapporti tra tali forme e tra forme e sedimenti sono stati evidenziati con schemi dei rapporti stratigrafici nelle varie zone.
Spianata di Pescina
Si tratta di una superficie pianeggiante conservata in lembi di varia estensione al piede dei versanti; i lembi più estesi sono situati a Sud di Pescina, tra Pescina e Cerchio, presso Gioia dei Marsi e nella Valle di Arciprete. La spianata e generalmente poco rimodellata, salvo che nei lembi di dimensioni più ridotte; le quote variano da zona a zona tra 725 e 685 m., principalmente a causa di dislocazioni tettoniche (vedasi oltre).
La superficie e impostata al tetto di una serie prevalentemente ghiaiosa costituita da due orizzonti distinti. L’orizzonte superiore, immediatamente sottostante alla spianata in argomento (Fig. 3c,e), e costituito da ghiaia e ghiaietto fine (Ghiaie di Boscito), generalmente senza matrice, in strati orizzontali o leggermente inclinati verso il centro del bacino, indicante un ambiente di sedimentazione lacustre litorale. L’orizzonte inferiore e costituito da alternanze di ghiaie sabbiose e sabbie ghiaiose (Ghiaie di San Veneziano) a volte con ciottoli ben arrotondati, ma talora angolosi con spigoli appena smussati, in straterelli orizzontali o inclinati fino a 20-25’, a questi si intercalono livelli di ghiaie senza matrice, generalmente ben arrotondate, livelli di limi sabbiosi e argillosi. L’insieme suggerisce un ambiente di sedimentazione deltizio, con delta in fase di progradazione.
Verso la parte alta dell’orizzonte si rinvengono intercalazioni centimetriche di livelli ricchi di minerali vulcanici; il più basso di questi (spessore massimi 5 6 cm) contiene principalmente cristalli di pirosseni, lamelle di biotite e vetri, mentre i successivi sono costituiti quasi esclusivamente da pirosseni. Secondo RAFFY (1972; 1979-80) i sedimenti che costituiscono la Spianata di Pescina, quindi il tetto delle Ghiaie di Boscito. Gli elementi utilizzabili per l’inquadramento cronologico della Spianata di Pescina e dei sedimenti ad essa sottostanti vengono elencati qui di seguito.
Presenza, tra le Ghiaie di Boscito (nella zona del cimitero di Pescina), di manufatti in selce fluitati, segnalati da ZARLENGA (determinati da M. ZAMPETTI ed M. Mvssr) attribuibili al Musteriano ed ad un Paleolitico superiore in facies pre-Bertoniana. La presenza di tali manufatti implica un’età dei sedimenti compresa tra 30.000 e 18.000 anni. – Appoggio delle Ghiaie di San Venenziano (zona di Paterno) su sedimenti lacustri prevalentemente fini attribuiti da Accordi (1975) al RISS ed al WÜRM, e da ZARlengA (1990) all’interglaciale Riss-Wiirm. – Presenza, tra i sedimenti correlati con le Ghiaie di San Veneziano (zona di Avezzano), di manufatti musteriani (Paleolitico medio) sovrapposti stratigraficamente ai livelli vulcanici descritti (IRvr, com.pers.).
Appoggio delle Ghiaie di San Veneziano (nei pressi di Avezzano) su una superficie di erosione incisa entro sabbie limose e ghiaie sabbiose (Sabbie di Monte d’Oro; vedasi oltre) la cui età risale probabilmente alla prima fase glaciale del Pleistocene superiore che, secondo PANIZZA (1985), corrisponde al periodo tra 75 e 55.000 anni fa. L’età delle Ghiaie di San Veneziano deve essere quindi sensibilmente più recente di 55.000 anni e di poco più antica delle Ghiaie di Boscito (di età 30-18.000 anni circa) che le coprono senza interposizioni di superfici di erosione. Sembra logico a questo punto attribuire i prodotti vulcanici contenuti entro la parte alta delle Ghiaie di San Veneziano all’attività del vulcano flegreo, in particolare alla fase che ha prodotto l’Ignimbrite Campana, di età compresa tra 30 e 40.000 anni fa (CAPALD1, CIVETTA A GILI.OT, 1985). Tra quelle avvenute nel periodo 55-30.000 anni fa, l’eruzione suddetta sembra l’unica, per la sua importanza, cui possano essere imputati i livelli vulcanici presenti al Fucino.
Riassumendo, fino ad un momento situabile attorno a 30.000 anni fa circa, si formavano sedimenti deltizi (Ghiaie di San Veneziano); successivamente aveva inizio la sedimentazione dei depositi lacustri (Ghiaie di Boscito), in concomitanza con un marcato aumento di livello del lago. Gli stessi depositi continuarono a formarsi fin verso 18.000 20.000 anni fa, in quanto il terrazzamento della Spianata di Pescina deve essere collocato al momento del successivo abbassamento di livello del lago; tale abbassamento deve essersi verificato circa 18.000 anni fa (RADMILLI, 1977), prima dell’insediamento di genti di cultura bertoniana in grotte, parzialmente riempite da ghiaie lacustri correlabili con le Ghiaie di Boscito. L’inizio del modellamento della Spianata di Pescina può essere quindi posto intorno a 18.000 20.000 anni fa.
L’aumento del livello del lago nel periodo 33.000 – 18/20.000 anni fa e congruente con i cambiamenti climatici che si deducono dai moti orbitali della Terra (vedasi Fig. 4a in BERGER, 1978); attorno a 30-35.000 anni fa si verifico il passaggio graduale ad una fase astronomica caratterizzata da una minore insolazione estiva e da una maggiore insolazione invernale. A partire da circa 20.000 anni fa, in coincidenza con l’inizio della diminuzione del livello del lago, i parametri orbitali (BERGER, 1978) indicano un progressivo passaggio verso una fase caratterizzata da estati brevi con forte insolazione e da inverni lunghi con bassa insolazione.
Conoidi di valle Solegara, Vallelonga, Celano e Lecce dei Marsi.
Nell’area in esame sono presenti alcuni grandi conoidi, oltre ad una serie di minori, tra loro correlabili come età, essendo tutti incassati entro la Spianata di Pescina (Fig. 3e) e sospesi rispetto alla porzione più depressa del Glacis di Pescina-San Benedetto (vedasi oltre). I due conoidi principali, quello di valle Solegara e di Vallelonga sono costituiti da sedimenti fluvio-glaciali collegati direttamente con apparati morenici. Raffy (1979-80) attribuisce la loro formazione al Wűrm III. I conoidi del torrente La Foce di Celano e del torrente della valle di Lecce dei Marsi sono meno estesi, ma la forma e ben riconoscibile. Nell’area posta ai bordi dei rilievi che si estendono tra Celano e Gioia dei Marsi sono presenti conoidi di minore rilevanza, ma di analoga posizione stratigrafica. I sedimenti che formano tutti questi conoidi sono prevalentemente costituiti da ghiaie (Ghiaie di Vallelonga), di vario diametro, con matrice sabbiosa, generalmente a stratificazione mal osservabile.
I sedimenti che costituiscono i conoidi in esame sono coperti, localmente, da un livello cineritico con grossi cristalli di biotite correlabile con altri livelli analoghi rinvenuti in grotte esistenti intorno alla Piana, aventi spessore massimo di 8-10 cm., compresi tra un orizzonte archeologico contenente focolari datati a 14.580 + 800 anni fa, ed un teschio datato 12.619 + 410 anni col metodo del radiocarbonio, segnalati da RADMILLI (1977). Localmente, sui conoidi descritti si rinvengono straterelli di ghiaie in matrice scura, con intercanalazioni di suoli colluviali che, ad Est di Avezzano, contengono frammenti di ceramica fluitata attribuibili al Neolitico o all’età del Bronzo (ZARLENGA, 1990); i conoidi si sono formati quindi in un periodo compreso tra circa 18.000-20.000 anni (età della Spianata di Pescina) e 13-14.000 anni (età del livello cineritico).
In altre aree dell’Appennino Abruzzese è stato possibile stabilire che la sedimentazione dei conoidi fluvioglaciali legati al Wűrm III e terminata prima di 15-16.000 anni fa. La sedimentazione dei depositi dei conoidi in esame dovette iniziarsi intorno a 18.000-20.000 anni fa, con il progressivo avvento delle suddette condizioni climatiche che favorivano accumuli nivoglaciali durante i semestri autunnoinvernali lunghi e con bassa insolazione e il loro rapido scioglimento nei periodi estivi brevi con insolazione elevata; ciò doveva dare luogo ad improvvisi aumenti di portata dei fiumi e di conseguenza a forte trasporto solido durante i periodi estivi.
Sostiene parte dell’Abitato di San Pelino ed e costituito da ghiaie sabbiose (Ghiaie di San Pelino) per le quali mancano elementi di datazione diretta; esso risulta comunque posteriore ai depositi fluvio-glaciali del conoide di Valle Solegara, sui cui poggia, nonchè ad un paleoalveo del Rio di Peschio Cervaro, che incide il conoide stesso. L’età del conoide di San Pelino sembra quindi pienamente olocenica. La formazione di tale conoide potrebbe essere correlata alla prima fase alluvionale olocenica rilevata al Piano Armogna da FREzzon’t & GrRAUDI (1989; in stampa) e quindi risalire al periodo compreso tra inizio dell’Olocene e 6.500 – 7.000 anni fa. E’ posto appena a W del terrazzo su cui e sito l’abitato di Gioia dei Marsi, in corrispondenza dello sbocco di una blanda incisione; si tratta di un piccolo conoide che sembra rimodellato dal Glacis di erosione storico (vedasi oltre). La litologia del conoide, deducibile solo dall’esame del suolo agrario, sembra prevalentemente ghiaioso-sabbiosa (Ghiaie di Gioia dei Marsi.
Spianata di Luco, Trasacco e Ruscella
Si tratta di tre lembi, piuttosto esigui, di superfici pianeggianti situati a quote attorno a 662-663 m. e correlabili altimetricamente fra loro. A queste superfici vengono dubitativamente correlate anche alcuni piccoli conoidi presenti tra Paterno e San Benedetto.
La serie stratigrafica su cui tale spianata e impostata, e visibile solo in zona Ruscella, a circa 2 Km a ESE di Paterno (Fig. 3d). Qui, gli scavi in corso ad opera del Dipartimento di Archeologia dell’Universita di Pisa e della Soprintendenza Archeologica di Chieti (Acosvrxi & Rossi, 1989), hanno messo in luce una serie di sedimenti limoso-sabbiosi grigi, potenti circa 1 m, che coprono tracce di un insedimento palafittico; la determinazione di età radiometrica col metodo del ~4C della punta di uno dei pali ha fornito la data di 3.000 + 100 anni (2). Sopra detti sedimenti si rinvengono sepolture, coperte da limi con passate di ghiaietto sabbioso (Limi di Ruscella) su cui e impostato un suolo giallastro; la determinazione dell’età radiometrica di un frammento di legno proveniente da una sepoltura ha fornito la data di 2960 + 100 anni.
L’interpretazione della sequenza descritta fa supporre che il sito archeologico fosse sommerso attorno a 3.500-3.100 anni fa, emerso attorno a 3.000 anni fa e nuovamente sommerso come dimostra la presenza dei sedimenti posteriori alla sepoltura. Quest’ultima sommersione dovrebbe essere riferibile all’aumento del livello del lago verficatosi dopo il Protovillanoviano (quindi dopo 2.800 anni fa) testimoniato dall’abbandono del villaggio col cambiamento climatico corrispondente al passaggio tra i periodi detti Sub-Boreale e Sub-Atlantico nel Nord Europa. Il modellamento della Spianata di LucoTrasacco e Ruscella dovette quindi verificatisi alla fine del Sub-boreale quindi nella tarda età del Ferro o in periodo romano antico, quando il livello lacustre diminuì (vedasi oltre).
Conoide del Fossato di Rosa
E’ ubicato tra le quota 675-700 m., in località Corneto, a circa 2 Km. a SW di Trasacco, ed e costituito da ghiaie con scarsa matrice sabbiosa (Ghiaie di Corneto) provenienti dall’incisione del Fossato di Rosa. Non si hanno dati diretti per una attribuzione cronologica; tuttavia, la mancanza di suolo ed i rapporti col Glacis di erosione storico (vedasi 3.3.5), su cui appoggia, rappresentano indizi di una sedimentazione in tempi storici.
Depressione del lago storico.
Si presenta lievemente inclinata verso la zona più profonda del bacino lacustre, verso il cosidetto «Bacinetto». E costituita per lo più da sedimenti fini limoso-sabbiosi e limoso-argillosi (Limi di Borgo Ottomila), passanti ai margini a sedimenti più grossolani, sabbiosi e localmente ghiaiosi, ovviamente di età storica in prossimità della superficie. La deposizione di questi sedimenti e avvenuta nell’ambito di un bacino lacustre il cui livello ha subito numerose oscillazioni anche in tempi storici, raggiungendo le quote minima di 650 m. e massima di 672 m.
Principalmente in conseguenza di queste oscillazioni si e venuta a creare una situazione che presenta le seguenti caratteristiche: – alle quote più basse (parte centrale dell’area delimitata dall’isoipsa 650) è certa la presenza di sedimenti deposti in tempi storici; – nella fasce periferiche, specialmente nel settore orientale, L’acqua del lago ha coperto, durante i massimi aumenti di livello dell’ottocento, forme e sedimenti più antichi senza peraltro deporvi sedimenti di spessore apprezzabile, ad eccezione di cordoni litorali; – nella fascia compresa tra le due zone suddette le oscillazioni del lago hanno dato origine ad una situazione, peraltro non precisabile, che potrebbe essere caratterizzata da discontinuità stratigrafiche per mancata sedimentazione o per erosione della successione lacustre.
In conseguenza della complessità di questa situazione, il limite della depressione del lago storico e stato convenzionalmente posto, ove possibile in corrispondenza del piede delle scarpate che delimitano i terrazzi più antichi e nelle altre zone in corrispondenza della suddetta quota 672 m.
Cordoni Litorali
In varie località attorno od entro i limiti della depressione del lago storico, esistono dossi rilevati, allungati parallelamente alle sponde del lago. Questi dossi, che possono raggiungere altezze massime superiori a 10 m, lunghezza di circa 3 km e larghezza di circa 100 metri, sono costituiti da livelli decimetrici di ghiaie di varie dimensioni (Ghiaie di Volpare), ma quasi omometriche nell’ambito dei singoli livelli ; questi inclinano per lo più contro monte con pendenze che raggiungono 15-20’.
Tali ghiaie sono state segnalate da Raffy (1979) ed interpretati come sedimenti lacustri del Wűrm antico, dislocati da movimenti tettonici. Le ghiaie, probabilmente trasportate da correnti litoranee, sembrano, per le strutture sedimentarie che le interessano, rielaborate dal moto ondoso. Si ritiene quindi di essere in presenza di una serie di cordoni litorali, parzialmente smembrati dall’erosione. Il maggior numero di cordoni si rinviene allo sbocco della Vallelonga (tra Luco dei Marsi e Trasacco) e nell’area di Ortucchio, ove la pendenza della piana e lieve e inclinata verso NW, mentre i venti dominanti spirano da NW. Dal punto di vista stratigrafico questi cordoni sembrano appartenere a vari livelli distinti.
Quelli più antichi raggiungono quote superiori a 673-74 m. e coprono depositi dei conoidi fluvioglaciali o appoggiano sul Glacis di Pescina San Benedetto (vedasi oltre); al di fuori di questi riferimenti non si dispone di dati di valore cronologico per la loro datazione. Quelli più recenti sono diffusi al di sotto di quota 673. I loro rapporti con superfici modellate durante episodi datati, la loro correlazione con quote del livello del lago conosciute, la presenza di manufatti archeologici e storici fluitati e la copertura di suoli con frequentazione antropica (Fig. 3b), consentono di ottenere buone valutazioni di età. Il cordone più evidente della zona di Trasacco, prossimo alla strada circumfucense e con cresta alla quota massima di 672 m, si eleva di circa 15 metri sulla piana antistante, ma e costituito dalla sovrapposizione di almeno due depositi di età diversa. Quello inferiore, che termina alla quota di 667-68 m circa, presenta alla sommità un suolo nerastro che conserva frammenti di ceramica risalente a 3600-3800 anni fa (determinazione di D. Rossi, com.pers.); questa parte del cordone, sedimentata prima di detto periodo, dovrebbe indicare un livello lacustre del Neolitico.
Il deposito superiore contiene invece frammenti fluitati di ceramica dell’età del Bronzo e romana, frammenti di mattoni romani e medievali e di tegole moderne; il cordone dovrebbe essersi costruito, anche a spese di quello più antico, nel periodo 1810-20, poiché la quota della sua cresta (672 m.) e pari a quella raggiunta dal lago nel corso del suddetto periodo. Dall’insieme dei dati emerge che i cordoni situati a quote superiori a 672-73 m non possono essere attribuiti dubitativamente all’ultima fase glaciale del Pleistocene superiore; per tutte quelle poste a quote comprese tra 672 e 668 m e ipotizzabile una sedimentazione contemporanea alla grande crescita e alle successive oscillazioni di livello del periodo 1780-1861 e dei primi anni della bonifica. A questo proposito l’attribuzione appare e ridente almeno nell’area di Trasacco, Ortucchio a San Benedetto. Infatti, oltre alla coincidenza tra quota del livello del lago e quota dei cordoni litorali, è noto che si verifico un evento ondoso eccezionale che distrusse parte degli abitati dei suddetti paesi, gia invasi dall’acqua (D’AMATO, 1980).
Anche nei depositi dei cordoni litorali prossimi a detti paesi si trovano frammenti di mattoni romani e medievali e di tegole moderne; inoltre presso Trasacco, all’unghia del conoide fluvioglaciale, si rinvengono sottili depositi ghiaiosi senza matrice, rimaneggiati in ambiente subacqueo, contenenti frammenti di tegole moderne indicanti la presenza di una linea di riva a quote compatibili con il livello lacustre di 672 m.
Fascia detritico-colluviale-alluvionale di raccordo
Il raccordo tra la piana ed i versanti montuosi carbonatici avviene normalmente mediante una fascia più o meno estesa di sedimenti sciolti di varia genesi e granulometria. Si tratta per lo più di coltri di detrito, ma non sono tuttavia infrequenti coltri colluviali e piccoli conoidi alluvionali. Questi sedimenti, che appartengono a più unita stratigrafiche, coprono localmente sedimenti ghiaiosi di origine deltizia e lacustre riferibili ad unita più antiche (Ghiaie di San Veneziano e Ghiaie di Boscito). In prossimita di Venere dei Marsi, nei pressi di un riparo sotto roccia, e stata rinvenuta (MDI, 1982) una coltre detritica contenente manufatti della cultura Bertoniana (Paleolitico superiore) e faune, di età attribuibile a circa 13-14.000 anni fa.
Verso la base della stessa coltre e presente il livello di ceneri vulcaniche correlabili con quelle databile a 13-14.000 anni fa. Il detrito appoggia, mediante una superficie di erosione su ghiaie arrotondate di ambiente lacustre prossimale, correlabili a quelle di Boscito. A giudicare dalla potenza del deposito, l’inizio della deposizione del detrito sembra precedere di poco la deposizione delle ceneri vulcaniche dell’età, di 13-14.000 anni circa, ma la maggior parte dell’accumulo e posteriore. Anche in una cava posta poco ad Est di Trasacco e presente una serie analoga: il detrito, che nella parte bassa contiene un livello vulcanico correlabile al precedente, appoggia, mediante una superficie di erosione, su se
le Ghiaie di San Veneziano. Il detrito in questione, costituito da alternanze di livelli più fini con altri più grossolani, sembra del tutto assimilabile ai grezes litees segnalati per altre aree dell’Appennio Centrale.
Nelle varie grotte con depositi archeologici sono frequentemente documentati abbondanti episodi detritici pleistocenici, più recenti di 18.000 anni fa, olocenici e storici. In prossimità del riparo di Venere dei Marsi come nella maggior parte dei casi, e anche possibile notare una coltre di detrito, che nella parte alta presenta matrice nerastra e, saltuariamente, frammenti di ceramica neolitica. La sedimentazione del detrito deve risalire per lo più ad un periodo compreso tra 18.000 anni ed un momento posteriore a 13-14.000 anni circa; in base alla potenza del detrito sembra però che la fase di maggiore produzione risalga al periodo vicino ai 13-14.000 anni. La formazione del detrito in argomento dovrebbe quindi essere legata alle condizioni climatiche caratterizzate da inverni molto lunghi e con bassa insolazione ancora perduranti in periodi più recenti di 13-14.000 anni fa. Il detrito a matrice nerastra contenente frammenti di ceramica neolitica potrebbe invece essere legato a fasi artificiali di resistasia provocate dal disboscamento.
Spianata di abrasione di Avezzano
Dalla zona di Avezzano al piede del versante del M. Salviano sono presenti alcuni lembi, quasi continui, di una superficie pianeggiante, correlabili tra di loro, posti a quote comprese tra 710 e 695 m. La superficie e impostata su sedimenti di caratteristiche stratigrafiche diverse (Fig. 3c), come di seguito illustrato. – Nei pressi di Avezzano si tratta di sedimenti lacustri e deltizi contenenti, nella parte alta un livello cineritico, passate di sabbie ricche di minerali vulcanici e, localmente, manufatti musteriani (IRTI, c.p.) fluitati; tali depositi sembrano quindi ben correlabili con le Ghiaie di San Veneziano , aventi quindi, nella parte alta, un’età di circa 30.000 anni; All’estremità nord-orientale di un lembo della spianata in esame posto a monte dell’abitato d’ Avezzano, nello scavo di un cantiere edile attualmente visibile solo in parte, affiora per uno spessore di 2,5 metri un complesso costiruito sa sabbie limose e limi argillosi di color nocciola cui si intercalano livelli o lenti di ghiaie sabbiose,potenti qualche decimetro (Sabbie di Monte d’Oro).
Tali sedimenti, sono troncati lateralmente da una superficie di erosione coperta in parte da un suolo bruno colluviato. A sua volta il suolo è coperta da delle ghiaie di San Veneziano. Nella zona tra Avezzano e caruscino le sabbie d’oro affioranosaltuariamente in scavi di cantieri edili coperti da coltri di varia potenza di sedimenti del conoide fluvio glaciale di Valle Solegara di età inferiore ai 18000 – 20000 anni. le stesse Sabbie di Monte d’Oro sembrano eteropiche con ghiaie fluvio-glaciali, affioranti in cave presenti al di fuori dell’area in esame, coperte da un suolo bruno, a sua volta eroso e coperto dai depositi fluvio-glaciali del conoide di Vaile Solegara. Le ghiaie fluvio-glaciali più antiche sono a loro volta incise entro ai sedimenti lacustri di Magliano dei Marsi, attribuite all’interglaciale Riss Wűrm da ZARLENGA (1990).
Le Sabbie di Monte d’Oro sono quindi più antiche delle Ghiaie di San Veneziano; se effettivamente eteropioche con depositi fluvio – glaciali molto estesi potrebbero essersi sedimentate durante un periodo glaciale, probabilmente il primo del Pleistocene superiore, avente età compresa tra 75.000 e 55.000 anni secondo Panizza (1985). – Alla base del versante del M. Salviano si osserva alle stesse quote della Spianata di Avezzano, una superficie di abrasione impostata su calcari stratificati e su sacche di detrito che riempiono incisioni nei calcari. L’abrasione di tale superficie deve risalire ad un momento compreso tra 30.000 e 18-20.000 anni fa, in corrispondenza del forte aumento di livello lacustre. II suo terrazzamento deve essere iniziato al momento della diminuzione del livello lacustre verificatasi a partire da 18-20.000 anni fa.
Glacis di erosione piscina – San Benedetto
E’ una superficie estesa tra Paterno e Venere di Piscina e sporadicamente estesa a Sud di Avezzano e tra Ortucchio e Tra sacco viene interpretata come glacis di erosione sviluppatosi sulla spianata di piscina quindi principalmente sulle ghiaie di Boscito e di San Veneziano in seguito all’abbassamento del livello lacustre documentato a partire circa 18-20000 anni fa fino al neolitico 7500 – 6500 anni fa. Tra Venere di Piscina e San Veneziano un lembo correlabbile a tale superficie è impostato su calcari.
Spianata di abrasione al piede del versante di Colle Sforgiato
A circa 1 km a NW dei ruderi della città romana di Angizia, poco a Nord di Luco dei Marsi, esiste una spianata impostata su calcare posta alla quota di 675-680 m. Essa risulta morfologicamente molto simile alla spianata di abrasione sita al piede del versante del M. Salviano, descritta in precedenza. Viene quindi anch’essa interpretata come piattaforma di abrasione lacustre di età attualmente non definibile, ma più recente della Spianata di abrasione di Avezzano.
Spianata di abrasione di San Benedetto Venere dei Marsi
Si tratta di una spianata compresa tra quote di 665 e di 675 m, conservata essenzialmente in due lembi principali: il primo, stretto ed allungato in direzione W-SE, va da Venere-San Benedetto fino a località Rindello; il secondo si trova a circa 3,0-3,5 km a SSE di Celano. Entrambi i lembi, delimitati verso monte e valle da scarpate di faglia e da scarpate di terrazzo, sono incassati entro il Glacis di erosione di Pescina-San Benedetto, e sospesi rispetto alla Spianata di Luco-Trasacco e Ruscella. Essi sono incisi nelle Ghiaie di Boscito e di San Veneziano e, presso Venere, su sedimenti lacustri contenenti un livello di minerali vulcanici, nonchè su rocce carbonatiche.
La genesi della spianata può essere collegata ad una fase di alti livelli del lago posteriore al Glacis di erosione di PescinaSan Benedetto, verificatasi probabilmente durante la fase di innalzamento neolitico del livello del lago. I più antichi manufatti presenti sulla superficie della spianata in oggetto risalgono al Neolitico finale (IRvr, 1982), per cui e possibile stabilire che l’innalzamento del livello suddetto deve essere avvenuto in tempi più recenti di circa 6.500 e più antichi di circa 4.500 anni fa. Un terzo lembo, presente a circa 3 Km a SSW di Cerchio, si estende a quote nettamente inferiori (664 m), perché ribassato da una faglia (vedasi oltre). Infine, un ulteriore lembo, molto ristretto, sembra che si possa individuare, sulla base della sola correlazione altimetrica, a SE di San Pelino.
Glacis di erosione di Avezzano, Celano, Vallelonga e Ortucchio
E’ rappresentato da quattro lembi situati, fatto singolare, solo negli angoli della conca intermontana che ospita la Piana, dove sono presenti i grandi conoidi . Il glacis e impostato per lo più sulle Ghiaie di San Veneziano, su colluvi messi in posto in periodi non ben determinabili e su materiali fini palustri deposti a monte dei cordoni litorali dei quali gia si e detto. Solo in uno scasso situato 2 km. a ESE di Paterno e stato riconosciuto che tale glacis e impostato su colluvi limoso-sabbiosi sconvolti da lavori agricoli, poggianti a loro volta su sedimenti ghiaiosi grossolani con poca matrice sabbiosa contenenti resti fluitati di mattoni romani; gli stessi sedimenti passano lateralmente a sabbie ghiaiose con livelli di ghiaie sabbiose di origine fluviale.
Sempre nella zona di Celano-Paterno il glacis interseca: il conoide tardo-pleistocenico di Rio La Foce, la porzione bassa, gia rimodellata, del Glacis di Pescina-San Benedetto, la Spianata di abrasione di San Benedetto-Venere e la Spianata di Luco-Trasacco-Ruscella. Il fatto che il glacis in argomento sia impostato su sedimenti post-romani, che si correli perfettamente con la piana occupata dal lago storico e che interrompa i cordoni litorali legati all’ultima fase di esistenza del lago, rende possibile attribuire il suo modellamento all’intervallo di tempo compreso tra il periodo Romano e l’attuale. E pero probabile che tale glacis rappresenti il risultato finale dell’evoluzione di quello di Piscina – San Benedetto, laddove, per la mancanza di scarpate di terrazzo o di faglia, si risentiva maggiormente l’influenza delle variazioni di livello del lago.
Rilievi calcarei isolati
Esistono, circondati da sedimenti fluviali o lacustri, alcuni rilievi isolati calcarei. Sul principale e costruito l’abitato di Ortucchio; altri tre, meno estesi e non segnalati in letteratura, si trovano in località Fratta Volpicchiara, a circa 2 km a SE di Luco dei Marsi. Le superfici sommitali di due dei rilievi di Fratta Volpicchiara e di quello di Ortucchio sono sub-pianeggiati e poste a quota 674-676 m; nell’insieme potrebbero testimoniare la presenza di una piattaforma di abrasione, peraltro di età non definibile.
