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INFORMAZIONI SUL TERRITORIO

 

 

 

Conglomerati del Monte Ascensione

 

 

Conglomerati del Monte Ascensione

 

Orme antiche... (Venagrande)

 

Sentiero che conduce alla Fossa di Amedeo

 

Parete rocciosa sulla Fossa di Amedeo

 

Accesso alla Fossa di Amedeo

 

Discesa sul fondo della Fossa di Amedeo

 

Speleologo lungo il pozzo principale della Fossa di Amedeo

 

Suggestiva immagine di speleologi all'interno della Fossa di Amedeo

 

Affascinante veduta delle concrezioni nella Fossa di Amedeo

 

Formazioni di stalattiti nella Fossa di Amedeo

 

Veduta di piccole stalattiti sulla cupola della Fossa di Amedeo

 

Particolare del Carbonato di Calcio nella Fossa di Amedeo

 

Geotritone (Salamandra anfibia di grotta) nella Fossa di Amedeo

 

Altri particolari delle concrezioni nella Fossa di Amedeo

 

Formazioni di piccole stalattiti nella grotta di Amedeo

Rudimentale piantina della fossa di Amedeo (Profondità 25mt e larghezza massima 8mt)

 

 

 

Le foto relative alle grotte sono state gentilmente concesse dal Comune di Rotella (AP)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

INQUADRAMENTO GEOLOGICO DELL’AREA DEL MONTE ASCENSIONE


 

FORMAZIONE DELLA LAGA

Il bacino della Laga si individuò durante il Miocene inferiore-medio in un dominio di avanpaese ed assunse nel Messiniano basale i caratteri di avanfossa. La formazione è costituita da una potente successione torbiditica che ha colmato l’omonimo bacino. La sedimentazione fu fortemente condizionata dall’evoluzione tettonica che articolò il bacino della Laga in una serie di dorsali e depressioni longitudinali, talora dislocate da faglie. Questa formazione è divisa in tre membri:

 

- Il membro pre-evaporitico (Messiniano inferiore) è rappresentato inferiormente da depositi canalizzati, prevalentemente arenacei, tipici di apparati deposizionali ad alta efficienza (flussi torbiditici ad alta densità) con evidenti giaciture onlap sui bordi delle dorsali.

 

- Il membro evaporitico (Messiniano medio) si è deposto nel settore meridionale in un ambiente euxinico ed è caratterizzato da depositi prevalentemente canalizzati o non canalizzati nei quali si intercala un orizzonte guida gessoarenitico.

 

- Il membro post-evaporitico (Messiniano superiore) è caratterizzato da depositi non canalizzati di piana sottomarina, prevalentemente pelitico- arenacei, tipici di apparati a bassa efficienza (flussi torbiditici a bassa densità); nella sua parte superiore contiene un orizzonte guida vulcanoclastico datato circa 6 Ma.

 

PLIOCENE E PLEISTOCENE

Questi due periodi rappresentano per l’area umbro-marchigiana il passaggio da un ambiente deposizionale prevalentemente marino a quello continentale. Nel Quaternario troviamo la dorsale appenninica nella sua posizione attuale, pronta a subire le azioni di modellamento, come interazione fra tettonica ed erosione. Ai piedi del versante appenninico abbiamo la realizzazione di una morfologia blanda che si spinge fino all’Adriatico, morfologia soggetta a successive alterne azioni di modellamento. Il Pleistocene, assieme all’Olocene, poco aggiunge all’evoluzione morfologica generale. Questi ultimi due tempi geologici sono invece molto importanti per la nostra storia umana.

 

 

IL PLIO-PLEISTOCENE MARCHIGIANO

I sedimenti marini del Plio-Pleistocene marchigiano mostrano aspetti variabili nel tempo e nello spazio in relazione all’attività tettonica sedimentaria che avrebbe articolato il bacino condizionando la sedimentazione. Questa successione contiene delle superfici di discontinuità che permettono il riconoscimento di diverse sequenze deposizionali marine: P1a – P1b – P2 – Qm – Qm1 – Qc.

Nel settore meridionale delle Marche ( tra il Fiume Tenna e il Fiume Tronto) la successione marina plio-pleistocenica inizia con la sequenza P2 costituita da sabbie più o meno ciottolose di spiaggia, bioturbate e riccamente fossilifere, discordanti sulla sottostante Formazione della Laga. Segue una potente successione politica in cui sono intercalati a varie altezze corpi clastici grossolani tra cui spiccano quelli del Monte Ascensione, di Rotella, di Colle Cinestrino, di Castignano e Santa Vittoria in Matenano. Si passa da un ambiente litorale ad un ambiente batiale. La sequenza Qm nel settore meridionale inizia nel Pliocene superiore con la fase regressiva con la deposizione dei corpi grossolani di Offida e Montalto delle Marche; è formata da peliti con intercalazioni conglomeratiche come quelle di Offida, Montalto, Castorano, Cossignano, Petritoli e Carassai. Segue ancora la sequenza Qm1 costituita da un orizzonte ghiaioso, da sabbie più o meno ciottolose e a luoghi, da argille. Nel settore meridionale la successione plio-pleistocenica si chiude con i sedimenti continentali del ciclo Qc. Tutti questi litotipi non sono solitamente interessati da carsismo ipogeo. Fenomeni isolati, ma non per questo meno interessanti, si conoscono sporadicamente anche all’interno di depositi conglomeratici, come la Grotta di Capradosso (nota come “la grotta di Amedeo) e la Grotta del Lupo sul Monte Ascensione.

 

Estratto da Guide Geologiche Regionali “Appennino Umbro-Marchigiano” BE-MA Editrice, 1990.

 

ROCCE SEDIMENTARIE: Derivano da particelle solide prodotte dalla disgregazione e frammentazione di rocce preesistenti. Le particelle formate vengono trasportate dall’acqua o dal vento e in seguito deposte a formare dei sedimenti. Circa l’80% della superficie terrestre è ricoperta da rocce sedimentarie. I sedimenti cosi accumulati vengono consolidati o cementati (Litificati) e vanno a formare le rocce.

 

Le rocce sedimentarie possono essere: CHIMICHE, CLASTICHE e ORGANOGENE.

 

ROCCE CHIMICHE:  Biochimiche, da soluzioni o Residuali. Si generano in climi aridi o semi - ardi. Costituite da cristalli, aggregati colloidali o spoglie minerali.

 

Rocce silicee: In cui prevale la silice amorfa idrata (opale), di origine organica che successivamente cristallizza.

Diatomiti (Organismi unicellulari vegetali)

Radiolariti (Organismi unicellulari animali)

Spongoliti (Spigole di spugne silicee)

Selce e diaspri

Rocce ferrifere, manganesifere, alluminifere: Argille residuali (Bauxite) (Lateriti).

Rocce evaporitiche: Dovuti alla diretta precipitazione di sali per evaporazione del solvente. Carbonati (Dolomite), Solfati (Anidride-Gesso), Cloruri (Sale) Gessi.

 

ROCCE CLASTICHE: Detritiche o Carbonato – Clastiche. Si generano per erosione e disgregazione dalla roccia madre; i sedimenti vengono poi trasportati e deposti in ambienti diversi fino alla loro diagenesi o litificazione per divenire rocce detritiche.

 

ROCCE ORGANOGENE: Biocostruite o Bioaccumulate.

 

Biocostruite: (In loco) Scogliere coralline e piattaforme carbonatiche.

Bioaccumulate: (Per gravità) Fanghi organogeni (calcari pelagici) dovuti ad accumulo di plancton o microrganismi unicellulari animali o vegetali.

FORMAZIONE DELLA LAGA

MEMBRO PRE-EVAPORITICO: Associazione arenacea, strati arenacei da spessi a molto spessi, amalgamati o separati da sottili intercalazioni politiche. I corpi presentano geometrie tabulari e lenticolari a grande scala. A varie altezze sono presenti orizzonti arenaceo-pelitici  subordinatamente pelitico-arenacei. Messiniano inferiore.

 

MEMBRO EVAPORITO: Gessoareniti torbiditiche in strati da medi a spessi. Messiniano medio.

Livello guida gessoarenitico

È l’equivalente meridionale della formazione gessoso-solfifera dell’area settentrionale marchigiana. Durante il Messiniano medio-superiore le comunicazioni tra Oceano Atlantico e Mar Mediterraneo furono prima ridotte e poi impedite ed il Mediterraneo si trasformò in una immensa salina naturale dove avvenne la precipitazione di minerali evaporatici (gesso e salgemma). Nell’area settentrionale delle Marche il livello guido gessoarenitico del membro evaporitico segna il passaggio tra il membro pre-evaporitico e post-evaporitico della Laga.

 

MEMBRO POST-EVAPORITICO: Associazione pelitico- arenacea. Livello vulcanoclastico costituito da due o tre strati di vulcanoclastiti riodacitiche di colore grigio biancastro.

Livello guida vulcanoclastico

Composizione riodacitica, costituito da strati bianchi di piroclastici, gradati e, a luoghi laminati. È possibile rinvenire piccolissimi cristalli di biotite non alterata che hanno fornito un’età radiometrica di circa 6 Ma.

 

CORPI CONGLOMERATICI DEL MONTE ASCENSIONE

Il Monte Ascensione si presenta, su base cartografica, come un’isola in rilievo in mezzo ad un mare di colline. Si erge infatti con i suoi 1108 m a nord-est di Ascoli e domina il paesaggio dolce che lo circonda. Il Monte Ascensione assume la caratteristica forma a gradoni a causa dell’alternanza di cinque orizzonti conglomeratici separati da altrettanti orizzonti arenaceo-argillosi. I conglomerati sono i prodotti più grossolani dell’erosione, sono soggetti ad un trasporto limitato. Sono depositi tipici delle aree di accumulo nei conoidi alluvionali. La natura dei clasti presenti in un conglomerato dipende non solo dalle rocce presenti nell’area di alimentazione, ma anche dall’ambiente geomorfologico e climatico. Gli orizzonti conglomeratici sono costituiti da conglomerati poligenici prevalentemente canalizzati. Gli strati risultano poligenici e fortemente eterometrici, arenaceo-pelitici o pelitico-arenacei. Essi sono formati prevalentemente da litotipi calcarei delle formazioni giurassiche – paleogeniche umbro-marchigiane e da litofacies calcareo – marnose ed arenacee mioceniche. I ciottoli sono prevalentemente arrotondati con appiattimento non elevato. I corpi conglomeratici sono caratterizzati da stratificazione incrociata concava a grande scala. Pleistocene inferiore-medio. La successione poggia quindi su una base formata da argille plioceniche.

 

PELITI

Depositi argillosi da neritici a epibatiali. Pleistocene superiore-inferiore.

 

DEPOSITI DETRITICI ED ELUVIO COLLUVIALI

Sono per la maggior parte rappresentati da accumuli caotici derivanti da movimenti di massa di varia estensione, età e tipologia. Si presentano di solito come associazioni disorganizzate ed eterogenee di clasti associati a matrice sabbiosa più o meno abbondante. Olocene – Pleistocene sup.

 

Glacis di erosione

Importanti nell’area dell’Ascensione sono i depositi di versante che caratterizzano questa zona appunto per le estese copertura detritiche costituite prevalentemente da depositi ciottolosi-sabbiosi, poligenici ed eterometrici, stratificati generalmente a geometria lenticolare, derivanti da diversi meccanismi di erosione e deposizione che hanno interessato i sedimenti conglomeratici – sabbiosi del rilievo. Sono i cosiddetti depositi di glacis formati da accumuli di ciottoli e sabbie generate da fenomeni di ruscellamento diffuso, precedenti al sollevamento e seguiti dall’approfondimento degli alvei in seguito alla regressione del mare. Nelle parti più distali i depositi di glacis sono costituiti da sabbie fini e limi.

I CALANCHI

Con il termine “Badlands” viene riconosciuto un paesaggio particolare, caratterizzato da tipiche forme di erosione accelerata. Queste forme di erosione sono conseguenti a processi di modellamento dei versanti che provocano, in termini generali, una progressiva diminuzione dell’inclinazione dei versanti e un graduale, ma progressivo, abbassamento dei rilievi. L’evoluzione inizia con la degradazione e l’alterazione dei suoli per opera degli agenti atmosferici, prosegue con lo spostamento e il trasporto a valle, a causa delle acque meteoriche e della gravità, di questo materiale detritico. Questi processi dipendono dai fattori strutturali, dalle condizioni climatiche e dagli agenti che operano il modellamento oltre che dal tempo. L’interazione di questi fattori fondamentali con il tempo ci ha permesso di ammirare uno spettacolo che si ripete cosi grandioso solo in poche altre zone d’Italia. La pericolosità di questo fenomeno è chiara se si pensa che molti centri storici delle Marche rischiano di essere seriamente danneggiati proprio a causa dell’avanzare dei calanchi nel relativo breve tempo. Tutto inizia con la formazione di solchi entro terreni teneri incoerenti (argille), l’erosione si accentua, le incisioni si approfondiscono e si allungano ramificandosi e moltiplicandosi. Vengono cosi interessati interi versanti che sono suddivisi da una rete di vallecole, separate da strette creste con interfluvi in evoluzione confluenti in alvei maggiori. La larghezza di questi bacini può variare da 50 a 100 metri, mentre le incisioni sono dell’ordine metrico e decametrico. La rete idrografica è di tipo dendritico, cioè con sviluppo intenso e uniforme in ogni direzione con un canale principale di partenza che si suddivide in rami via via sempre più piccoli, classica di terreni poco permeabili come nelle argille molto diffuse nelle zone a successione Plio-Pleistocenica. Questo substrato argilloso resiste bene ai processi atmosferici nel relativo breve periodo perché essendo impermeabili non permettono all’acqua di infiltrarsi e quindi questa ruscella via velocemente a formare le varie incisioni sul terreno.  Nel lungo periodo però, cioè su cicli ripetuti e stagionali di più anni possono dar luogo a processi molto intensi di erosione. I minerali delle argille permettono il rigonfiamento con acquisizione di molecole di acqua nei periodi invernali mentre nei periodi estivi perdono l’acqua accumulata e si crepacciano provocando il fenomeno di alterazione o softening delle argille. Altro fattore importante per la formazione dei calanchi oltre alla litologia del terreno è l’esposizione. E’ visibile il fatto che i calanchi si sviluppano con esposizione preferenziale a meridione e ad occidente questo perché la giacitura degli strati della successione Pleistocenica ha una vergenza verso est legata alla tettonica. Riconosciamo quindi delle forme particolari del territorio dette “Cuestas” con un versante a reggipoggio molto inclinato dove si sviluppa il fenomeno dei calanchi e un versante a franapoggio a minor pendenza dove insistono i fenomeni di erosione superficiale e profonda. Questi rilievi monoclinalici oltre a risentire dell’effetto di asimmetria dei versanti hanno una forma fortemente condizionata dalla presenza di un’alternanza di strati litologicamente diversi con grado di resistenza all’erosione differente con spessori di vario tipo. L’asimmetria dei versanti provoca conseguentemente microclimi diversi  condizionati da eventi atmosferici diversi, infatti, sui versanti meridionali ed occidentali le escursioni termiche sono maggiori e lo sviluppo della copertura vegetale non è favorito. Altro fattore da considerare per la formazione dei calanchi è la copertura superficiale con terreni più resistenti rispetto al sottosuolo argilloso. Questi terreni più resistenti, di solito sabbiosi – ciottolosi, derivanti dalla erosione e successiva deposizione di terreni a litologia differente dalle argille permette la formazione di sedimenti detti di “glacis” che impediscono l’erosione uniforme delle argille sottostanti, questa copertura “protettiva” permette una erosione selettiva. Proprio a causa di questi terreni superficiali le testate dei calanchi arretrano per frane successive e tendono all’autocatalisi generando gravi problemi di sicurezza con il passare del tempo. La disposizione delle creste e delle vallecole dei calanchi alcune volte risulta “ordinata” per esempio a spina di pesce, a raggera o a pettine. Tra queste spiccano certe disposizioni tipicamente orientate, frequenti anche nelle colline marchigiane e altrove. Questo può essere spiegato pensando ad una tettonica che ha agito nelle zone suddette formando fratture e faglie che possono essere poi state oggetto di ricristallizzazione di acque ricche di carbonato di calcio che a reso queste linee preferenziali più resistenti rispetto al volume circostante di argilla.

 

INQUADRAMENTO GEOMORFOLOGICO

La geologia delle forme o geomorfologia studia le modificazioni, i cambiamenti della superficie terrestre, riferiti agli ultimi 4-5 milioni di anni. In special modo vengono studiate le ultime ere della storia geologica, il periodo Pliocenico e il Quaternario, che comprende il Pleistocenico e l’ Olocenico. Le modificazioni morfologiche più importanti si sono avute soprattutto nel Pleistocene con forti mutamenti climatici conosciuti come Glacialismi che davano luogo a vari processi di erosione, trasporto, deposizione e diagenesi. Le cause di queste modificazioni, che provocano eventi a volte catastrofici, sono molte, ma possono essere ricondotte a: fattori strutturali, agenti del modellamento e condizioni climatiche particolari. Le principali caratteristiche geomorfologiche dell’area di interesse sono congruenti con i lineamenti e fattori lito – strutturali. La situazione marchigiana vede la formazione di una catena montuosa dovuta al dinamismo endogeno con formazione dell’Appennino caratterizzato da sovrascorrimenti vergenti verso est e di rilievi alto – collinari allineati secondo catene parallele con profili eterogenei dei versanti. Questa catena montuosa è seguita verso il mare da una fascia pedemontana molto regolare che raccorda appunto gli Appennini all’Adriatico con caratteristica struttura monoclinalica. Ai piedi e tutt’intorno ad alti strutturali si trovano, infatti, delle vaste superfici regolarmente e debolmente inclinate. Queste superfici prendono il nome di Pediments o di Glacis con significato puramente topografico e descrittivo. Si distinguono Pediments o Glacis di erosione, di trasporto e di accumulo. I processi erosivi, come abbiamo detto, influiscono prima sulle montagne poiché il profilo è più elevato e la gravità maggiore formando fasce più o meno regolarizzate fino al mare. Contemporaneamente si ha la formazione di una rete idrografica condizionata anch’essa da vari fattori litologici e tettonici che vanno a modellare il paesaggio. Questo tipo di copertura detritica (glacis), nell’area interessata dall’indagine, ricopre soprattutto il substrato pelitico Pleistocenico. Si tratta di un deposito eterometrico di sabbie e di ciottoli prodotti dall’erosione dei corpi conglomeratici presenti nell’area. E’ possibile riconoscere due generazioni di Glacis localizzati a differenti altezze stratigrafiche. Sono depositi che si formarono in condizioni climatiche arido – fredde con sviluppo di processi di degradazione areali e formazione di pediments. Condizioni dunque periglaciali del Pleistocene superiore che favorirono la produzione di materiali detritici che venivano trasportati lungo il pendio e depositati più a valle andando a formare corpi detritici più o meno rilevanti. Come si è detto la morfologia superficiale del paesaggio rispecchia spesse volte la geologia che lo caratterizza, una regione in cui si riconosce tutta la Successione Umbro-Marchigiana, continua dal Trias superiore al Tortoniano e, a luoghi, fino al Messiniano o al Pliocene inferiore. Essa affiora largamente nella parte più interna dell’area, mentre in quella più esterna è ricoperta in discordanza da una successione marina depostasi tra la parte alta del Pliocene inferiore e il Pleistocene inferiore. Il Pliocene medio vede l’esaurirsi quasi totale dei fenomeni di tettonica compressiva. Nel Pliocene superiore gli ambienti marini permangono nella parte più occidentale dell’Umbria e nella fascia costiera marchigiana. Nel corso del Pleistocene inferiore il mare si ritira definitivamente lasciando nelle aree in esame uniformi depositi di argilla. L’assetto geomorfologico dell’area riflette l’assetto litostrutturale del substrato nel modellamento del paesaggio, data la netta concordanza tra elementi geologici e fattori geomorfologici. In corrispondenza delle aree più elevate affiorano infatti i terreni più resistenti all’erosione, caratterizzati da una blanda inclinazione che da luogo, in più casi, a forme dei versanti che risultano articolati in una morfologia a “cuestas = denti di sega”. Su questi versanti s’imposta il grandioso fenomeno dei calanchi. La dinamica che contraddistingue i versanti dell’area è connessa alle caratteristiche litologiche del substrato. Le alternanze di livelli rigidi (più sabbiosi), sui livelli più plastici (pelitici) provoca spesso frane di scivolamento traslazionale. Il substrato pelitico, cosi come le coltri eluvio-colluviali, sono interessate generalmente da frane di colamento; esse sono determinate da eccessive pressioni interstiziali e dalla conseguente diminuzione della resistenza al taglio. Piuttosto diffusi risultano anche dissesti costituiti da deformazioni lente e continue, di spessore variabile da alcuni metri a pochi decimetri, deformazioni plastiche denominate “soliflussi”. Il quadro del paesaggio è completato da scarpate e fossi di erosione concentrata e ruscellamenti che ci indicano una morfogenesi legata essenzialmente all’azione delle acque correnti superficiali.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Calanchi su terreno argilloso

 

 

Membro evaporitico livello gessoarenitico (Venapiccola—Tirabotte)

 

 

Formazione della Laga (Venagrande)

 

Sentiero che conduce alla Fossa del Lupo

 

Accesso alla  Fossa del Lupo

 

Speleologo all’interno del pozzo di 40 mt nella  Fossa del lupo

 

Particolare del carbonato di calcio su parete verticale nella Fossa del Lupo

 

Particolare del passaggio stretto nella Fossa del Lupo

 

altro particolare del passaggio

 

Veduta dall’alto del pozzo di 40mt nella Fossa del Lupo

 

Primo piano delle concrezioni a salice nella grotta del Lupo

 

Stalattiti sul lago di 50mq sul fondo della Fossa del Lupo a 95 mt di profondità

 

Altro particolare del lago sul fondo della Fossa del Lupo

 

Concrezioni a salice (carbonato di calcio con presenza di ossido di ferro)

 

Speleologo in prossimità del lago sul fondo della Fossa del Lupo

 

Resti di animali sul fondo della Fossa del Lupo in prossimità del lago

 

Speleologo in prossimità del lago sul fondo della Fossa del Lupo

 

Resti di animali sul fondo della Fossa del Lupo in prossimità del lago

 

Rudimentale piantina della Fossa del lupo (profondità esplorata 165mt e larghezza massima zona lago 50mt)

 

 

Ass. Oasi tra i calanchi
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