Campo delle Piane
|Chapitre 3. Il contesto geologico e l’evoluzione quaternaria della valle del fiume Tavo e del torrente Gallero
Résumé
Le bassin hydrographique du fleuve Tavo et de son affluent le Gallero s’étend du versant oriental du Gran Sasso jusqu’à l’Adriatique. Il entaille d’abord les formations de la succession carbonatée cénomésozoïque à faciès de marge de plate-forme et s’ouvre ensuite vers l’est en direction de la mer dans la zone de collines où le substrat est constitué de successions silico-clastiques (grès, pélites, marnes et argiles) interstratifiées de bancs de conglomérats essentiellement calcaires, comme à Montebello di Bertona. Le Quaternaire présente des formes reliques, des paléosurfaces, des dépôts de versants (brèches et nappes détritiques), des glissements de terrain, des colluvions variées et des nappes alluviales en terrasses ou suspendues à diverses altitudes. Les cours d’eau actuels sont profondément encaissés à l’intérieur de la formation alluviale du dernier Tardiglaciaire. Des lambeaux de paléosols sont conservés sur les sommets et à l’intérieur de la formation alluviale étagée. L’importance du relief indique un taux discret et continu de soulèvement durant tout le Pléistocène moyen et supérieur. L’érosion a modelé le relief et laissé suspendus ces dépôts, mis en place dans des contextes morphoclimatiques variés. Les associations de faciès, comme celles des dépôts clastiques au pied de relief montagneux avec les formations alluviales du Tavo et du Gallero, permettent de restituer l’évolution paléogéographique, du paysage et de l’environnement au Pléistocène supérieur.
L’analyse des silex présents dans les formations carbonatées affleurant dans le bassin versant et sur ses marges indique la présence de rognons ou de bancs discontinus et peu épais. Le grain, la couleur, l’homogénéité et la qualité des silex, l’épaisseur et la consistance des cortex, l’absence, la présence et la distribution des microfractures sont spécifiques à chacune des formations. Dans les unités alluviales pléistocènes, le silex provient des nappes grossières ; si on le trouve sous forme de galets entiers ou éclatés, il est plus fréquent sous forme de petits éclats non utilisables par les Hommes.
Texte intégral
1. Inquadramento geologico strutturale
1L’area di Campo delle Piane si estende in sinistra idrografica del torrente Gallero, affluente del Fiume Tavo, uno dei principali corsi d’acqua dell’Abruzzo il cui bacino si sviluppa dalle pendici orientali della catena del Gran Sasso (Appennino centrale) fino alla confluenza in prossimità della costa con il fiume Saline. Con quest’ultimo toponimo il fiume prosegue fino al Mare Adriatico. Il bacino idrografico del sistema fluviale Tavo-Gallero si caratterizza per una morfologia articolata che nello spazio di pochi chilometri giustappone le forme tipiche dell’Appennino carbonatico, gli aspri rilievi submontani, le colline con sommità tabulari e versanti incisi dai calanchi, colline che in prossimità della fascia costiera, poco estesa e particolarmente modificata dall’impatto antropico, sono modellate da una paleofalesia.
2Le valli del Tavo e del Gallero risultano ampie e profondamente incise dagli alvei dei due corsi d’acqua. In queste valli le unità alluvionali pleistoceniche sono disposte in terrazzi di più ordini sospesi a quote decrescenti, dal più antico al più recente, sull’alveo attuale. Gli affluenti minori, come lo stesso fiume Gallero, hanno generato nella zona di raccordo fra i versanti pedemontani e la piana alluvionale estesi apparati di conoide, che durante il Pleistocene medio e nel Pleistocene superiore finale, nelle fasi di massima progradazione, hanno costruito sistemi deposizionali coalescenti.
3Le alluvioni, le coltri colluviali ed i paleosuoli costituiscono le unità deposizionali in cui si sono rinvenuti, isolati o in consistenti concentrazioni, i reperti archeologici del Paleolitico e del Neolitico, testimonianze talora poste in giacitura primaria, ma soprattutto in giacitura secondaria più o meno rimaneggiata. Al fine di ricostruire gli scenari ambientali e la loro evoluzione, nell’ambito del progetto di ricerca è stato effetuato, congiuntamente alle attività di ricognizione e di scavo, il rilevamento geologico e geomorfologico. In particolare sono stati studiati le forme e i depositi alluvionali e quelli di versante. Di ciascuna unità si sono analizzate le associazioni di facies ed i rapporti geometrici con le unità poste a tetto, a letto o in eteropia, applicando i criteri allostratigrafici delle Unconformity Bounded Stratigraphic Units (UBSU). I dati ottenuti dal rilevamento geologico hanno reso possibile definire in dettaglio l’evoluzione idrogeomorfologica durante il Pleistocene superiore finale in stretta relazione con i cambiamenti climatici che hanno caratterizzato questo particolare momento del Quaternario (Agostini, Olive 1997 ; Giraudi 2003 ; Nisio 1997 ; Olive 2003).
4Il settore montano del bacino del sistema Tavo-Gallero pertinente all’unità strutturale del Gran Sasso è costituito da successioni carbonatiche mesocenozoiche in facies di scarpata e di bacino (fig. 1). Sono queste successioni litostratigrafiche tuttora oggetto di specifiche ricerche, ben note in letteratura costituite da cicli deposizionali del secondo ordine, di età compresa tra il Trias medio superiore ed il Miocene superiore (Adamoli et al 1981-82 a-b ; Adamoli 2002 con relativa bibliografia). In sintesi su basi litobiostratigrafiche si possono individuare tre principali successioni, tra loro differenti per caratteristiche paleoambientali e contesti strutturali. Alla base di tutte e tre le successioni si affermano facies di piana tidale, di piattaforma carbonatica e piattaforma epeirica che evolvono nel Giurassico medio a facies di piattaforma carbonatica persistente che risultano in eteropia con settori dove si instaurano sistemi di sedimentazione con facies di ambienti di piede di scarpata-bacino prossimale e di piattaforma pelagica.

Fig. 1 – Schema geologico.
1 : Unità continentali (Quaternario) ; 2 : Conglomerati di Rigopiano (Pliocene inferiore) ; 3 : Successione di avanfossa – Formazione del Cellino (Pliocene inferiore) ; 4 : Conglomerati di Monte Coppe (Miocene superiore – Pliocene inferiore) ; 5 : Successione di avanfossa – Formazione della Laga (Miocene superiore) ; 6 : Emipelagiti di rampa carbonatica – bacino (Miocene medio) ; 7 : Successione di piattaforma e margine di piattaforma (Lias medio – Paleogene) ; 8 : Successione di scarpata-bacino (Lias medio – Oligocene) ; 9 : Successione di piattaforma e margine di piattaforma (Trias superiore – Lias inferiore) ; 10 : Successione di scarpata-bacino (Trias superiore – Lias inferiore) ; A – principali faglie ; B – principali sovrascorrimenti.
5Per gli aspetti strutturali il settore montano del bacino, ovverosia il versante orientale dell’unità Gran Sasso, risulta costituito da una architettura complessa derivata in parte dalla geometria dei margini della piattaforma stessa, in parte dalla cinematica (rotazione, trascorrenze) che hanno accompagnato la sua complessa strutturazione (Bigi et al. 1995 a-e ; Calamita et al. 2004). Questa architettura infatti è conseguente ad un trasporto Est vergente che ha determinato la sovrapposizione di due principali elementi strutturali (sottounità). I due elementi strutturali principali costituiti dalle successioni carbonatiche risultano inviluppati a loro volta attraverso un sovrascorrimento basale, con cui si realizza la loro sovrapposizione su un terzo elemento strutturale rappresentato dalle sole sequenze torbiditiche silico clastiche di avanfossa : la Formazione del Flysch della Laga e la Formazione del Flysch del Cellino (Casnedi 1991 ; Centamore et al. 1992 b-c, 1993 ; Corda, Morelli 1996 ; Crescenti et al. 1980 ; Ori et al. 1991). Le sequenze silico clastiche hanno un’età compresa tra il Miocene superiore (Messiniano pre evaporitico) ed il Pliocene inferiore p.p. con geometria di « unconformity » sul fronte della complessa struttura del Gran Sasso (Centamore et al. 1992 a ; Crescenti 1971 ; Crescenti Milia et al. 2004 ; Ghisetti, Vezzani, 1998) ; nel settore montano del bacino affiora estesamente, infine, una potente unità deposizionale clastica carbonatica e terrigena, nota in letteratura geologica con il nome di Formazione dei « Conglomerati di Rigopiano ». Questa formazione, composta prevalentemente da ruditi organizzate in banchi e orizzonti a stratificazione incrociata, con sottili livelli di argille, viene datata al Pliocene inferiore p.p. La geometria e la posizione stratigrafica di questa formazione, che risulta a sua volta deformata da una successiva fase plicativa, permettono di vincolare con buona precisione le fasi di evoluzione ed il timing di strutturazione del margine esterno dell’unità della catena del Gran Sasso. Nell’area studiata le dislocazioni per deformazioni a pieghe e sovrascorrimenti coinvolgono anche la Formazione della Laga, a sua volta sovrascorsa sulla Formazione del Cellino. In particolare tutto il settore submontano dove le due formazioni silico clastiche affiorano estesamente, è caratterizzato dalla ripetizione di sovrascorrimenti minori. Inoltre in questo settore sistemi di faglie a cinematica complessa, con direzione Est-Ovest, dislocano e/o hanno accomodato come rampe laterali i sovrascorrimenti minori rendendo pertanto alquanto più articolato l’assetto morfostrutturale dei rilievi submontani su cui si imposta il bacino idrografico del fiume Tavo-Gallero. Per quanto riguarda gli aspetti morfologici, il paesaggio associa forme che sono state modellate per processi poligenetici : un’evoluzione avvenuta in contesti morfoclimatici con caratteristiche anche molto differenti. Il controllo operato sulla loro evoluzione dai contestuali processi neotettonici (sollevamento, movimenti di inversione o di attivazione di nuove faglie) ha dato origine, a seconda della natura e della resistenza meccanica delle diverse litologie modellate, a molte tipologie di forme tra le quali, nel settore montano, le più diffuse sono quelle legate ai processi di dissoluzione e modellamento carsico, quelle determinate dai processi fisico meccanici di tipo periglaciale e di erosione lineare.
6La complessità plano altimetrica del paesaggio, determinata dall’energia di rilievo dell’edificio del Gran Sasso in forte contrasto con quella dei rilievi submontani relativamente depressi, tra i quali emergono a quote più elevate le strette dorsali di Montebello di Bertona, della Pietra Rossa, di Farindola e della Ripa, ha fortemente condizionato la localizzazione dei processi di erosione, le aree sorgenti dei sedimenti e i relativi depocentri di accumulo. Nel settore submontano del bacino, tra i processi di erosione un ruolo importante è stato svolto in particolare dall’erosione selettiva, dove all’interno dei Flysch affiorano potenti bancate di arenarie massive o dove sono presenti consistenti intercalazioni di conglomerati. Procedendo verso Est, oltre il bacino artificiale del Lago di Penne, le colline risultano costituite prevalentemente da sequenze torbiditiche del Pliocene inferiore pp. e medio, prevalentemente pelitico arenacee, ben organizzate in strati medi e sottili. Qui l’energia di rilievo non è marcata e di conseguenza il paesaggio assume un contrasto di forme minore. Ancora più ad Est, ormai in prossimità dell’area costiera, alle successioni pelitico arenacee si sostituisce con rapporti di unconformity una unità costituita da argille di piattaforma batiale e sabbie di spiaggia sommersa, cui seguono, in successione regolare, facies neritico costiere. È questa, l’unità che costituisce un ciclo deposizionale regressivo di età compresa tra il Pliocene inferiore ed il Pleistocene medio. Nella morfologia prettamente collinare del settore prossimo alla costa è ben percepibile la geometria di tipiche strutture clinoformi il cui sviluppo nella sequenza stratigrafica è stato controllato dall’interazione tra il trend generale di ciclo regressivo e il ripetersi di fasi glacio eustatiche con stazionamento basso del livello marino.
2. Le unità deposizionali del Quaternario continentale
7Ai piedi del versante orientale del Gran Sasso affiorano depositi di versante costituiti da varie generazioni di brecce e coltri di detriti sciolti talora organizzate in conoidi costruite alla base di canaloni – corridoi di valanga. Nella stretta depressione morfostrutturale posta tra il Mortaio d’Angri e la dorsale Monte Morrone-La Rocchetta, determinata da una piega sinclinale che deforma i conglomerati della Formazione di Rigopiano, sono anche presenti sedimenti palustri depostisi in un lago con regime effimero, la cui estensione e persistenza sono state regolate da alterne fasi climatiche, dal Pleistocene superiore finale ad oggi. All’interno dei sedimenti palustri sono presenti orizzonti organici, suoli idromorfi e lenti di ghiaie da trasporto torrentizio, in cui si è rinvenuta scarsa industria mesolitica.
2.1. La valle del Tavo
8Nell’area compresa tra il versante orientale del Gran Sasso e la diga del lago di Penne affiorano diverse unità alluvionali organizzate in terrazzi di più ordini, riferibili al sistema fluviale del Tavo e del Gallero. Dai loro rapporti geometrici si evidenzia che nel torrente Gallero è assente la più antica unità alluvionale depostasi nel sistema del fiume Tavo. Tutte le unità alluvionali presentano caratteristiche litologiche molto simili fra di loro e sono geneticamente legate ai processi che hanno governato i cicli sedimentari morfoclimatici del Pleistocene medio, superiore e dell’Olocene. Le unità alluvionali poggiano sopra superfici erosive non sempre ben esposte e con geometrie articolate.
9In destra idrografica del fiume Tavo, a quote superiori rispetto a tutte le altre unità alluvionali, è presente una superficie di erosione poco estesa, un modellamento di paesaggio che viene qui interpretato come lembo conservato di terrazzo vallivo. La superficie è caratterizzata da una discontinua copertura alluvio colluviale e da risedimenti di paleosuolo molto evoluto nel quale sono dispersi rari ciottoli carbonatici. La superficie, pur di genesi complessa, mostra prevalenti caratteri erosivi è può ipoteticamente datarsi, sulla base di considerazioni geomorfologiche, ad una fase di erosione areale avvenuta all’inizio del Pleistocene medio. La prima unità alluvionale del Tavo è costituita prevalentemente da ghiaie con intercalazioni di lenti sabbioso-limose. I ciottoli sono pertinenti a diverse litologie, con elementi carbonatici prevalenti su quelli arenacei ; sono presenti anche ciottoli di selce differenti per dimensione, forma derivata e colore. I ciottoli hanno morfometria e grado di elaborazione variabile, dagli elementi arrotondati a quelli molto arrotondati. La stratificazione è mal definita e i singoli intervalli deposizionali hanno generalmente geometria di forma lenticolare delimitata da superfici erosive. Questa unità affiora pressoché continua in entrambi i versanti della valle del Tavo. La superficie sommitale risulta poco rimodellata e caratterizzata da una geometria di insieme con pendenza verso mare ed una debole componente di inclinazione verso l’alveo attuale. A tale unità alluvionale appartengono anche i depositi alluvionali che si rinvengono, in parte sepolti da spesse coperture colluviali e suoli ciclici poco evoluti, lungo il fosso Aliprandi la cui origine è riferibile al solco erosivo del fosso Acquanera decapitato per cattura fluviale. La prima unità alluvionale del Tavo è databile al Pleistocene superiore ; la seconda è costituita da ciottoli poligenici con litologie che sono tutte riconducibili alle formazioni affioranti nel bacino di alimentazione. I ciottoli hanno una morfometria con elementi da arrotondati a molto arrotondati, e sono organizzati in lenti che si alternano a letti discontinui costituiti da sabbie a granulometria grossolana ; la geometria degli strati e delle lenti di ghiaie ha una continuità laterale e una separazione marcata da superfici erosive leggermente concave. La seconda unità alluvionale del Tavo è databile al Pleistocene superiore finale. La terza è costituita esclusivamente da ghiaie con ciottoli grossolani ben arrotondati, di granulometria compresa tra elementi di dimensioni decimetriche e centimetriche ; la matrice è costituita da sabbie grossolane ; sono presenti intercalazioni e orizzonti sottili di peliti scure organiche. La geometria dei depositi evidenzia strutture tipiche di un corso fluviale « braided » che invade zone di rotta o abbandona repentinamente l’alimentazione dei canali. Nelle esposizioni migliori poste al margine di quella che doveva essere la piana alluvionale e di esondazione, è possibile osservare un trend di sequenza positiva con ghiaie poste alla base cui seguono sabbie prevalenti e peliti sabbiose al tetto. La superficie inferiore dell’unità è erosiva quasi sempre scolpita sul substrato costituito dalle formazioni torbiditiche. La terza unità alluvionale del Tavo è riferibile all’Olocene.
2.2. La valle del Gallero
10Lungo della valle del torrente Gallero si individuano solo due unità alluvionali ; la più antica affiora in entrambi i versanti della valle ed è costituita da ghiaie in matrice sabbioso-argillosa. I clasti sono in prevalenza grossolani a cernita scarsa. All’interno dei corpi ghiaiosi sono presenti lenti di sabbie e di argilla. La superficie sommitale risulta regolare, suborizzontale, mentre alla base l’unità poggia su superficie erosiva a geometria concava, scolpita sul substrato costituito dalle formazioni torbiditiche. La prima unità alluvionale del torrente Gallero è databile al Pleistocene superiore finale ; la seconda è costituita da ghiaie e sabbie, con ciottoli di dimensioni da centimetriche a decimetriche, di forma subangolare e tabulare discoidale. L’unità affiora nel tratto del torrente Gallero studiato in dettaglio vicino al sito archeologico, fortemente incassata nell’unità precedente ed per alcuni tratti anche nel substrato. In analogia con le altre unità, la superficie inferiore è di tipo erosivo scolpita sul substrato costituito dalle formazioni torbiditiche. La seconda unità alluvionale del torrente Gallero è databile all’Olocene.
11Le cronologie relative delle unità alluvionali sono state dedotte su basi geomorfologiche, anche di carattere regionale, e in base a correlazioni e considerazioni con le evidenze archeologiche. In particolare risulta essenziale la datazione dello strato archeologico individuato nel sito di Campo delle Piane 7, posto alla sommità della seconda unità alluvionale del torrente Gallero, la cui deposizione è riferibile ad un intervallo di tempo compreso tra il tardo e il postglaciale del Würm. La deposizione di questa unità termina con la messa in posto di estese conoidi costituite da sedimenti limo-sabbiosi inviluppati da superfici a basso gradiente topografico provenienti dai versanti in destra idrografica, e organizzati in set deposizionali con geometria di progradazione verso valle. Alla sommità di questi depositi è presente un paleosuolo databile al Dryas recente, momento in cui inizia o era già iniziata l’incisione ed il terrazzamento della prima unità alluvionale del torrente Gallero.
12La più recente unità alluvionale è costituita da corpi di ghiaie, sabbie e limi che si rinvengono in terrazzi discontinui posti ad una quota elevata posta fino a tre metri sopra il livello di piena di colmo negli attuali alvei del fiume Tavo e del torrente Gallero. Ruderi di età storica permettono di datare questa unità ancora in deposizione attiva tra la fine del 1700 e l’inizio del 1800 d.C. Analoga età hanno le conoidi alluvionali, successivamente reincise, costituite da argille con scarse ghiaie, che si rinvengono sul versante sinistro della valle del fiume Tavo in località S. Quirico - Case Coletti e Masseria Boccella.
3. Evoluzione paleoidrografica
13Tra la valle del fiume Tavo e quella del torrente Gallero è possibile individuare, posti a quote comprese tra i 500 e i m 400, gli elementi relativi ad un paleopaesaggio modellato sulla formazione torbiditica che costituiscono la più antica unità morfostratigrafica. Sottostante agli elementi del paleopaesaggio, ad una quota di circa 400-350 m, sul versante sinistro del Tavo, si rinvengono i lembi residui di una superficie di terrazzo di erosione vallivo. A quote ancora inferiori sono conservate, con continuità su entrambi i versanti delle valli del Tavo e del Gallero, le superfici di sommitali e le relative unità alluvionali descritte in precedenza. Esse risultano tutte terrazzate ; la più bassa di quota delle unità alluvionali risulta incisa dagli alvei attuali in un momento successivo alla fase climatica nota come « piccola età glaciale ».
14Le unità alluvionali dei sistemi fluviali del fiume Tavo e del torrente Gallero sono fra loro correlabili ; è possibile pertanto ricostruire il paesaggio ed i cambiamenti geomorfologici avvenuti nell’area a partire dal Pleistocene medio fino ad oggi. Per una più chiara comprensione, l’evoluzione del fiume Tavo e del torrente Gallero viene riassunta attraverso schemi tridimensionali (fig. 2).
15Possiamo ipotizzare che, prima di una ripresa del sollevamento tettonico regionale che ha interessato l’area di catena ed il subappennino a partire dal Pleistocene inferiore avanzato, il paesaggio fosse caratterizzato da valori di media energia di rilievo e che il fiume Tavo scorresse in una valle costituita dalle formazioni terrigene del substrato ancora poco incise. Tra la fine del Pleistocene inferiore e l’inizio del Pleistocene medio il sollevamento tettonico regionale, in parte accompagnato da dislocazioni di collasso e/o di carattere distensivo (Bigi et al. 1995b), si traduce in una fase di energica incisione delle valli la cui morfologia determina un paesaggio che contrasta con le forme più « morbide » modellate nel corso del ciclo precedente. Si determinano – risparmiate dall’erosione – le « superfici relitte » tutt’oggi conservate con dimensioni areali variabili e in posizione marginale rispetto ai processi di modellamento fluviali che risultano persistenti e attivi nel bacino idrografico. Nel Pleistocene superiore inizia la deposizione della prima unità alluvionale del fiume Tavo I°T, organizzata in canali intrecciati a bassa sinuosità. Alla fine di questa fase deposizionale avvengono, per processi di erosione alla testata del torrente Gallero, catture fluviali di più corsi d’acqua che costituivano parte degli affluenti di destra idrografica del fiume Tavo : un esempio è il torrente Fosso Acquanera che già nel Pleistocene superiore diverrà l’asta di monte del medesimo torrente Gallero. Segue una fase erosiva con incisione dei depositi dell’unità I°T nella valle del Tavo ed escavazione del substrato in alveo in quella del Gallero.

Fig. 2 – L’evoluzione del Fiume Tavo e del Torrente Gallero dal Pleistocene medio all’ Olocene.
1 : Pleistocene medio (circa 250.000-200.000 anni fa) ; 2 : Pleistocene medio (circa 150.000 anni fa) ; 3 : Pleistocene superiore iniziale (circa 120.00 anni fa) ; 4 : Pleistocene superiore (circa 80.000 - 60.000 anni fa) ; 5 : Pleistocene superiore (circa 60.000 - 50.000 anni fa) ; 6 : Pleistocene superiore (circa 50.000 - 25.000 anni fa) ; 7 : Pleistocene superiore (circa 22.00 anni fa) ; 8 : Pleistocene superiore post Last Glacial Maximum (circa 15.000 - 12.000 anni fa) ; 9 : Olocene post Little Glacial Age.
16L’irregolarità erosiva del substrato e dell’unità alluvionale già deposta sono successivamente livellate dalla deposizione delle sequenze alluvionali ghiaioso-sabbiose delle unità II°T e I°G. Il torrente Gallero costituiva un corso d’acqua con morfologia ben diversa da quella attuale : le strutture sedimentarie delle sue unità alluvionali evidenziano infatti geometrie di canali intrecciati a bassa sinuosità.
17Segue una nuova fase di erosione per entrambi i corsi d’acqua, con incisione dei sedimenti depositati precedentemente e con escavazione del substrato. Quest’ultima fase di forte erosione è particolarmente evidente nella valle del torrente Gallero nella quale si determinano scarpate alte oltre una decina di metri. L’evoluzione morfologica dell’area continua con la deposizione delle unità alluvionali III°T e la II°G. In particolare, in questo intervallo temporale si modellano le morfologie fluviali con alvei incassati. Inoltre, sul versante destro della valle del Gallero, importanti apporti di sedimenti limoso sabbiosi da parte dei suoi affluenti, regolerà la formazione di conoidi con geometria e superficie di accumulo a basso gradiente topografico. La prima unità alluvionale del Gallero è databile al Pleistocene superiore finale (dal LMG al Dryas recente), come evidenziano le datazioni al14C , i livelli con industria del Paleolitico superiore (Epigravettiano) e le datazioni OSL nelle sabbie alluvionali sottostanti e soprastanti i livelli archeologici di Campo delle Piane 7.
18Nel primo Olocene, infine, una fase erosiva porterà al terrazzamento dell’unità riferibile al Pleistocene superiore finale contestualmente alla formazione di un suolo bruno. Il colore ed il profilo relitto di questo suolo ci inducono ad affermare che esso si sia formato in un contesto di climax caratterizzato da stagioni contrastate.
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Légende | Fig. 1 – Schema geologico.1 : Unità continentali (Quaternario) ; 2 : Conglomerati di Rigopiano (Pliocene inferiore) ; 3 : Successione di avanfossa – Formazione del Cellino (Pliocene inferiore) ; 4 : Conglomerati di Monte Coppe (Miocene superiore – Pliocene inferiore) ; 5 : Successione di avanfossa – Formazione della Laga (Miocene superiore) ; 6 : Emipelagiti di rampa carbonatica – bacino (Miocene medio) ; 7 : Successione di piattaforma e margine di piattaforma (Lias medio – Paleogene) ; 8 : Successione di scarpata-bacino (Lias medio – Oligocene) ; 9 : Successione di piattaforma e margine di piattaforma (Trias superiore – Lias inferiore) ; 10 : Successione di scarpata-bacino (Trias superiore – Lias inferiore) ; A – principali faglie ; B – principali sovrascorrimenti. |
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Légende | Fig. 2 – L’evoluzione del Fiume Tavo e del Torrente Gallero dal Pleistocene medio all’ Olocene.1 : Pleistocene medio (circa 250.000-200.000 anni fa) ; 2 : Pleistocene medio (circa 150.000 anni fa) ; 3 : Pleistocene superiore iniziale (circa 120.00 anni fa) ; 4 : Pleistocene superiore (circa 80.000 - 60.000 anni fa) ; 5 : Pleistocene superiore (circa 60.000 - 50.000 anni fa) ; 6 : Pleistocene superiore (circa 50.000 - 25.000 anni fa) ; 7 : Pleistocene superiore (circa 22.00 anni fa) ; 8 : Pleistocene superiore post Last Glacial Maximum (circa 15.000 - 12.000 anni fa) ; 9 : Olocene post Little Glacial Age. |
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