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L'evoluzione geologica e geomorfologica.

Questi elementi morfologici sono il prodotto di una lunga evoluzione geologica e geomorfologica che attraverso diverse fasi tettoniche e climatiche, il territorio ha vissuto negli ultimi duecento milioni di anni circa.

Il Secondario (200-60 milioni di anni fa)

Fra i 200 e i 60 milioni di anni fa circa, nell'intervallo di tempo chiamato Mesozoico, l'area in cui ora è la Puglia pare fosse compresa fra i tropici, parte di un'estesa e complessa piattaforma carbonatica ubicata fra il margine nord del continente africano e il limite meridionale di un oceano compreso fra l'Eurasia e l'Africa, la Tetide; con il tempo esso si sarebbe chiuso e sarebbe divenuto il Mar Mediterraneo. Quella che oggi è l'ossatura della Puglia costituita dai bianchi Calcari delle Murge, è stata in quel lungo intervallo di tempo caratterizzata dall'alternarsi di un ambiente fisico complesso. Pianure riccamente vegetate, con piane tidali carbonatiche ben estese, si sono sostituite nel tempo ad un insieme di isole che emergevano da un mare poco profondo, tropicale, caldo e ricco di vita come testimoniano i tanti siti con migliaia d'impronte di dinosauri. Queste aree emerse e poco rilevate erano prossime ad un mare tropicale che lambiva il continente, permettendo la vita di organismi coloniali in grado di costruire strutture organogene: le rudiste, grossi molluschi bivalvi ormai estinti, lunghi sino ad un metro, in grado di crescere le une vicine alle altre intrappolando il sedimento carbonatico. L'area della scarpata murgiana presso Carovigno era proprio il punto in cui si passava dalle terre emerse e dai mari poco profondi a mari più profondi: era l'area di scogliera. Essa, secondo alcuni studiosi, sarebbe proprio la scarpata originaria di circa sessanta milioni di anni fa, anche se rimaneggiata dall'erosione successiva, emersa dal mare in un tempo molto lungo, in seguito alla collisione fra l'Africa e l'Europa che lentamente ha prodotto le Alpi e gli Appennini, e le catene dei Balcani e della Grecia: l'Orogenesi Alpina manifestatasi durante il Terziario.

Il Terziario (60-2 milioni di anni fa)

Allo stato attuale delle conoscenze è verosimile ipotizzare che, a seguito di quella collisione, durante i circa sessanta milioni di anni che definiscono il Terziario - una lunga parte del Cenozoico -, quasi tutta la superficie superiore delle Murge sia emersa e, di conseguenza, sia stata esposta in ambiente subaereo a intense fasi di fenomeno carsico. Circa 2/3 milioni di anni fa, il mare si attestò in corrispondenza della scarpata di Ostuni, in parte sommergendola, depositando ai suoi piedi, fra circa 2,5 milioni e circa 800mila anni, in ambiente di mare costiero, ingenti quantità di sabbie bioclastiche della formazione della Calcareniti di Gravina. In seguito al continuo sollevamento anche questi depositi sono emersi ed ora la fascia posta fra l'Altopiano delle Murge ed il mare è costituita da una superficie pressoché continua, dolcemente digradante verso mare, segnata solo da alcuni piccoli gradini.

Il Quaternario (2 milioni di anni fa - attuale)

La Calcarenite di Gravina deriva dalla frantumazione di conchiglie di organismi marini e/o da gusci interi di brachiopodi, di molluschi, di echinidi, di frammenti di scheletri di coralli o di briozoi (fig. 2.1, fig. 2.2, fig. 2.3). Questi depositi sono, in questa area, di età compresa fra il Pleistocene inferiore, cioè circa due milioni di anni, e l'inizio del Pleistocene medio cioè circa 800mila anni, e sono propri di un mare più freddo di quello attuale, come indicato dalla presenza del mollusco bivalve Arctica islandica (L.) e del foraminifero Hyalinea balthica (SCHROETER), che vivono oggi a latitudini ben più alte, circumpolari. La Calcarenite di Gravina passa in alto a depositi di mare un po' più profondo; essi sono costituiti da sabbie limose giallastre ed argille marnose di colore grigio-verdastro, caratterizzate anch'esse dalla presenza di Hyalinea balthica (SCHROETER), per cui è possibile riferire anche questi sedimenti al Pleistocene inferiore. I depositi, potenti al massimo 2-3 metri, affiorano soltanto nella parte più bassa della falesia che si stende subito a SE della foce del Canale Reale. Il livello del mare era quindi differente da quello attuale; purtroppo però non è facile dire se effettivamente il livello del mare fosse più alto, e di quanto rispetto quello attuale, oppure se è stato, e di quanto, il fondo del mare a sollevarsi. Certamente il livello del mare è cambiato nel corso della storia geologica, in funzione delle variazioni del clima prodotte dai movimenti del nostro pianeta nel sistema solare; certamente è cambiato nell'ultimo centinaio di migliaia di anni (LAMBECK et al., 2004; FERRANTI et al., 2006; ANTONIOLI et al., 2009). (fig. 2.4)

Che il clima sia cambiato è testimoniato proprio lungo la fascia costiera dalla presenza di una serie di forme in soluzione, le Solution Pipes (fig. 2.5a, fig. 2.5b); Esse si sono prodotte in ambiente continentale, al di sotto di una spessa copertura di suolo, in condizioni climatiche segnate dalla presenza di una estesa copertura vegetale, in condizioni caldo umide (MARSICO et al., 2003).

Le variazioni climatiche hanno comportato la variazione del livello del mare e la deposizione di una successione stratigrafica riconoscibile lungo la falesia a SE di Torre Guaceto dove sono sovrapposte unità di mare costiero del Pleistocene, l'ultima suddivisione del Quaternario, medio e superiore in sovrapposizione (MASTRONUZZI et al., 2011). Esse, di spessore pellicolare rispetto a quelle sino ad ora descritte, assumono grande importanza nel conferire alcuni caratteri fisici al paesaggio costiero e nel condizionarne la dinamica (fig. 2.6a, fig. 2.6b, fig. 2.6c). Insieme definiscono un paesaggio che è effetto dell'interazione fra il variare del livello del mare in concomitanza a fasi climatiche calde e fredde e il sollevamento della regione dovuto alle spinte orogenetiche conseguenti alla messa in posto della catena degli Appennini. Stazionamenti relativi fra i due fenomeni hanno consentito che il mare intagliasse delle superfici a varie quote; alle fasi di alto stazionamento del livello del mare hanno fatto seguito sue profonde regressioni che hanno lasciato emerse ampie superfici sulle quali le condizioni climatiche hanno guidato l'erosione areale da parte delle acque dilavanti.

In un intervallo di tempo circa compreso fra 125 ed 80mila anni fa, chiamato Tirreniano nel bacino del Mediterraneo, il clima nella nostra regione era più caldo, tropicale. L'aumento della temperatura su tutta la terra aveva determinato la fusione di una buona parte delle coperture di ghiaccio delle montagne facendo riversare in mare immensi volumi di acqua e aumentandone il livello. Testimonianze costituite da resti fossili relativi all'ultimo centinaio di migliaia di anni, suggeriscono che quel clima caldo umido permetteva che nelle nostre regioni vivessero animali come l'elefante, l'ippopotamo o il rinoceronte, oggi tipici dell'Africa tropicale mentre in mare proliferavano specie ora viventi in mari tropicali come il gasteropode Persististrombus latus. (fig. 2.7)

A questa fase ne ha fatto seguito un'altra con stazionamento a circa la posizione attuale. Entrambe hanno concorso a disegnare le forme più antiche del paesaggio costiero del territorio di Carovigno, rappresentate dai lembi relitti di quella spiaggia che oggi costituiscono una bassa dorsale, discontinua e circa parallela alla costa (fig. 2.8a, fig. 2.8b). In questa fase una parte delle acque continentali che fluivano verso mare venivano fermate dal sistema barra/cordone che nel frattempo era emerso. Il clima ancora caldo e il ristagno dell'acqua nell'area di retroduna dovettero favorire la concentrazione di ossidi e quindi la formazione di noduli manganesiferi. Il cordone litorale ora appena descritto è così bordato verso l'interno, in corrispondenza di una fascia estesa fra la foce del Canale Reale ed i dintorni di Masseria Baccatani, da un deposito continentale rappresentato da sabbie fini rosse.

Con la fine della fase calda interglaciale il mare dovette cominciare a regredire, abbassando il suo livello con una clima decisamente peggiorato in senso freddo sino a raggiungere, circa 20 mila anni fa, un livello ben più basso di quello attuale in corrispondenza della attuale isobata 150. In questa fase climatica il clima in Puglia non dovette essere particolarmente piovoso, ma doveva fare un gran freddo; non c'erano grandi fiumi, però l'acqua che scorreva giù dalle Murge aveva una grande energia poiché la foce dei corsi fluviali e/o torrentizi si era allontanata e abbassata. Per raggiungere quello che era il nuovo livello di base, cioè il nuovo livello del mare, l'acqua scorreva con flussi interstratali e incanalati che fu in grado di modellare con fenomeni di sapping le profonde lame che caratterizzano un po' tutta la regione costiera (MASTRONUZZI e SANSO', 2002a) (fig. 2.9a, fig. 2.9b). La gradinata di terrazzi è oggi incisa più o meno profondamente da questi tagli circa ortogonali alla linea di riva e dal profilo trasversale caratteristico con pareti acclivi e fondo piatto. Quando, in seguito al nuovo miglioramento climatico che ha portato al clima attuale, il livello del mare si è sollevato, molte di quelle lame sono state invase dal mare; alcune sono state completamente sommerse. (fig. 2.10)

In questo intervallo di tempo l'erosione dovette essere notevole in ambiente subaereo tanto da sbancare buona parte del sedimento ormai fuori dal mare che costituiva le barre sommerse e i depositi di stagno/laguna. Lì dove l'erosione è stata meno profonda sono rimasti alcuni testimoni di quel sedimento a costituire, oggi, le isole prossime alla riserva di Torre Guaceto (fig. 2.11a, fig. 2.11b, fig. 2.11c). Queste altro non sono che la vetta di colline che 20mila anni fa erano a circa 170 metri di quota: dalla loro sommità il paesaggio doveva essere certamente affascinante: in un ampio settore in senso antiorario da NO a SE si scorgeva l'entroterra, segnato da colline che raggiungevano i cinquecento metri di quota circa, coperte da boschi e certamente ammantate di neve per buona parte della stagione invernale. Da SE a NO, affacciandosi verso mare, si vedeva un'estesa pianura dolcemente digradante verso mare, verdeggiante di macchia e attraversata da corsi d'acqua caratterizzati da non grande portata ma probabilmente da regime costante; più a valle ancora spiagge bordate da alte dune fronteggiavano i venti e i marosi di un Mare Adriatico molto più piccolo.

A partire da circa 20mila anni fa il mare ha iniziato a riguadagnare sulla terra (fig. 2.12a, fig. 2.12b); l'innalzarsi del suo livello medio ha portato al repentino sommergere buona parte della fascia costiera e molti degli insediamenti antropici che lì dovevano essere concentrati e di cui si osservano bellissimi esempi sia a Torre Guaceto, ad Apani e a Torre Santa Sabina (SCARANO et al., 2008) (fig. 2.13a, fig. 2.13b). Nella rimonta il mare ha via via costruito e smantellato, a quote sempre più prossime allo zero attuale, sistemi spiaggia - duna - stagno costiero (fig. 2.14); con il progressivo sollevarsi della linea di costa la spiaggia nel suo insieme migrava verso l'interno. Nei solchi d'incisione fluviale parzialmente invasi dal mare ha depositato sabbie che definiscono piccole ed affascinanti pocket beach a Torre Guaceto (fig. 2.15a, fig. 2.15b, fig. 2.15c) come a Pantanagianni e a Torre Santa Sabina. (fig. 2.16a, fig. 2.16b)

In corrispondenza di queste ultime fasi di modellamento del paesaggio costiero condizionate dalla posizione del mare, oltre al modellamento delle falesie e alla definizione della linea di costa, si sono accumulate le sabbie che hanno costruito il sistema della spiaggia poggiata sul basamento locale (fig. 2.17a, fig. 2.17b).

In più località fra Pantanagianni e Punta Penna Grossa (fig. 2.18a, fig. 2.18b, fig. 2.18c) e Santa Sabina (fig. 2.19), oltre alla duna attuale, sotto di essa si osservano i resti di due generazioni di sabbie eoliche di età olocenica. Le eolianiti più antiche sono rappresentate da sabbie a grana media debolmente cementate, di colore marroncino, costantemente segnate dalla caratteristica stratificazione incrociata. Questi depositi sono parte dell'esteso sistema di cordoni dunari che venne a bordare lunghi tratti del perimetro costiero della Puglia meridionale circa 6.000 anni fa (MASTRONUZZI e SANSO', 2002a). Un esteso campo di dune, con quota massima di circa 12 m caratterizza il litorale subito ad Est di Punta Penna Grossa. Il cordone è il risultato morfologico di due fasi di accumulo. La prima, verificatesi circa 6.000 anni, fu responsabile della formazione del nucleo del cordone oggi cementato e ricco di fossili di gasteropodi polmonati del genere Helix, su cui sono state effettuate datazioni C14, e di bioturbazioni. Esso affiora in corrispondenza dell'attuale falesia e in qualche taglio artificiale. La seconda fase morfogenetica si verificò circa 2.500 anni fa come le numerose datazioni con il metodo del radiocarbonio disponibili ed i reperti archeologici indicano chiaramente (fig. 2.20). La sua formazione è oggi ancora in atto e in molte aree esso offre significativi esempi della fusione funzionale, fra il mondo vegetale e il mondo minerale (fig. 2.21). 
Le spiagge alla sua base, seppur in condizioni di stress derivante dal pesante uso che viene fatto della fascia costiera, continuano a ricevere apporto sedimentario (fig. 2.22a, fig 2.22b, fig. 2.22c) in parte rappresentato dal prezioso mix di alghe, foglie di Posidonia Oceanica e bioclasti (fig. 2.23). Esso è in parte caratterizato dalla presenza di spalmature di depositi sabbiosi scuri, che segnano la deriva litorale di minerali vulcanici del Monte Vulture immessi in mare dal fiume Ofanto e trascinati sino ai Laghi Alimini. Oggi questo flusso è bloccato dalle tante strutture antropiche costiere che ne ostacolano il movimento (fig. 2.24). La formazione del cordone dunare, interagendo con la falda idrica costiera ed ostacolandone il deflusso verso mare, determinò l'inizio della formazione della zona umida di Torre Guaceto.
Una nuova fase di progradazione delle principali spiagge con la formazione di una nuova generazione di dune, finì con il ricoprire quasi interamente quelle della generazione precedente. La generazione più recente di sabbie eoliche è rappresentata da sabbie sciolte di colore marrone chiaro, segnate da numerosi livelli di suolo bruno, di spessore decimetrico, e dalla presenza di numerosi resti di gasteropodi polmonati. Proprio queste dune, formandosi, hanno permesso il ristagno dell'acqua e l'innalzamento della falda idrica costiera creando le condizioni favorevoli perchè in più punti si formasse, nell'area depressa a loro retrostante, un esteso stagno costiero (fig. 2.25a, fig. 2.25b) o più piccoli e temporanei ristagni di acqua dolce (fig. 2.26a, fig. 2.26b, fig. 2.26c)

Lì dove il mare non ha costruito spiagge e dune, ha semplicemente sommerso le unità del basamento locale. I siti di Santa Sabina e di Torre Guaceto conservano tante evidenze archeologiche del sollevamento che si è manifestato negli ultimi circa 4000 anni: buche di palo di capanna, canali di scolo, cave, relitti e sepolture permettono di riconoscere un fenomeno lento e inesorabile attivo da millenni oggi in accelerazione (SCARANO et al., 2008) (fig. 2.27a, fig. 2.27b, fig. 2.27c, fig. 2.27d, fig. 2.27e, fig. 2.27f).

Proprio presso Santa Sabina c'è un'altra evidenza dell'inesorabilità dei processi naturali. A poche centinaia di metri dalla Torre un accumulo di grandi blocchi, provenienti dalla fascia marina sommersa, testimonia dell'impatto di due tsunami generati da forti terremoti avvenuti nel 1667 con epicentro a Ragusa e nel 1743 con epicentro nel Canale d'Otranto (MASTRONUZZI e SANSO', 2004) (fig. 2.28).

Il paesaggio fisico della fascia costiera di Carovigno è il risultato della sovrapposizione di processi sedimentari e morfogenetici che hanno agito negli ultimi circa duecento milioni di anni. Quelli più recenti, in parte ancora attivi a modificare la morfografia attuale, sono quelli i cui effetti sono più caratterizzanti il paesaggio. Insieme, azione del mare ed azione delle acque continentali, selvagge o incanalate, hanno plasmato - e continuano a farlo (fig. 2.29) - la roccia, a disegnare un alternarsi di depressioni, insenature, promontori ed isole, segnate dalla ricca presenza di acque dolci e potabili. Si sono create le condizioni perché si sviluppasse una ricca copertura floro-vegetazionale che ha dato riparo e sostegno ad una fauna diversificata e ospitalità a tanti insediamenti umani stanziali. La pressione antropica oggi minaccia l'equilibrio delle forme che spesso mostrano segni di stress; i cordoni dunari sono oggi in forte erusione per la riduzione del bilancio sedimentario conseguente al generalizzato cattivo uso della risorsa spiaggia e anche per l'innalzamento del livello del mare (fig. 2.30). Ma questa è un'altra storia, quella delle interazioni tra le attività dell'uomo e la dinamica dell'ambiente, che darà vita ad un nuovo equilibrio ed ad un nuovo paesaggio.

G. Mastronuzzi

  • La fascia costiera nel territorio di Carovigno (G. M.)
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