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MONTI PRENESTINI


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INQUADRAMENTO GEOGRAFICO

Questa catena sorge a Est di Roma e confina a SO con il gruppo dei Laziali, a S con il gruppo dei Lepini, e NNO con quello dei Tiburtini e ad Est con i Simbruini.
E' limitato a N dal Fosso Empiglione e dal torrente il Rio, ad Est dal Rio Giovenzano a SE dal Colle di Roiate m 562, dal Fosso di Capranica e dal fiume Sacco; a S dal Fosso Savo a SO dal Colle Fadena m 340 ed a O dalla Valle di Zagarolo.
Si compone di una dorsale calcarea in massima parte miocenica che va da monte Spina Santa al monte Manno sopra Capranica, mantenendosi sui 1000 m e raggiungendo la massima altezza con monte Guadagnolo m 1218; questo scende con versante scosceso ad Est verso Pisoniano e San Vito Romano dove sono frequenti fenomeni di risorgenza e cavità carsiche.
A SO invece fra Capranica , Rocca di Cave, Palestrina e Poli si estende un'area ondulata con frequenti doline; la parte pianeggiante verso Rocca di Cave è detta Campo Salieto.
Anche qui non si presentano monti di grande elevazione ma con punti di vista pittoreschi, ricordi storici, avanzi di passate civilità.

INQUADRAMENTO GEOLOGICO

Questo settore dell’Appennino centrale è costituito dai depositi del sistema piattaforma carbonatica transizionale al bacino, ubicato ad ovest dell’allineamento tettonico Olevano-Antrodoco, (elemento di separazione fra le facies di transizione dalla piattaforma Laziale-Abruzzese al bacino Umbro-Sabino, nel settore ad W, e le facies di piattaforma carbonatica, in particolare di facies marginale ad E) ricoperti dai depositi di ricaduta piroclastica dell’apparato vulcanico dei Colli Albani. In dettaglio, i Monti Prenestini costituiscono i resti di una scogliera isolata, sviluppatasi in posizione esterna, più avanzata in mezzo al bacino Sabino, un mare che limitava ad ovest la piattaforma Laziale – Abruzzese, e a sua volta costituiva la zona di transizione verso i mari più profondi dell’Appennino centrale: il bacino Umbro – Marchigiano ed il bacino Toscano. Come conseguenza della maggiore vicinanza del bacino Sabino, i depositi di mare profondo presentano spessori più cospicui nel settore settentrionale dei Monti Prenestini. Passando verso il settore meridionale, infatti, il loro spessore diminuisce e le loro caratteristiche passano gradualmente da quelle di mare profondo a quelle di mare sottile. Infine, depositi di scogliera carbonatica vera e propria, il cui spessore massimo visibile è pari a circa 300 metri, affiorano sul versante meridionale dei Monti Prenestini, tra Palestrina, Rocca di Cave e Valle Fiojo.
La sequenza cretacica rappresenta il margine occidentale della piattaforma carbonatica Laziale nel Cenomaniano; la sequenza della Sabina e dei Monti Tiburtini-Prenestini settentrionali rappresenta l’ambiente di scarpata di raccordo fra la piattaforma ed il contiguo “bacino” Umbro-Marchigiano. Nei Monti Prenestini meridionali le variazioni della granulometria e del contenuto fossile delle rocce in orizzontale (nello spazio) e in verticale (nel tempo) testimoniano la successione degli eventi che si sono succeduti nel Cretaceo superiore. All'inizio probabilmente affioravano nell’oceano piccoli banchi o scogliere, che formavano un allineamento discontinuo in quanto separate da ampi golfi e secche dove s’infrangevano le onde. A partire da circa cento milioni di anni fa (Cenomaniano), l’intero oceano conobbe una fase di innalzamento del livello delle acque, le quali avanzarono sulle terre emerse e sommersero progressivamente parte delle piattaforme carbonatiche. Inoltre, nel settore meridionale dei Monti Prenestini, circa 98 milioni di anni fa (Cenomaniano superiore), agli effetti dell’eustatismo si aggiunsero quelli di una fase tettonica distensiva, le cui faglie provocarono un ulteriore sprofondamento delle scogliere carbonatiche. Nella zona di Rocca di Cave i termini più antichi affioranti sono riferibili proprio al Cenomaniano in facies di soglia sovrapposti a livelli dell’Aptiano-Albiano in facies di piattaforma interna. Il progressivo espandersi del mare, nell’area immediatamente ad est di Rocca di Cave, è testimoniato anche dalla presenza di resti di ammoniti, gasteropodi che nuotavano liberamente nell’oceano. Le ammoniti, rinvenute a Rocca di Cave all’interno dei detriti provenienti dallo smantellamento della scogliera e depostisi sulla scarpata antistante il mare aperto, risalgono a circa 96 milioni di anni fa (Cenomaniano medio). Circa 90 milioni di anni fa (Turoniano inferiore) l’alto stazionamento del livello marino raggiunse il valore massimo pari a circa 250 metri sopra l’attuale livello del mare. In queste condizioni, gli organismi costruttori furono costretti a migrare verso il settore interno di laguna della piattaforma carbonatica, ubicato ad est, in corrispondenza degli attuali Monti Simbruini. Qui, infatti, permanevano le condizioni di mare basso indispensabili per la sopravvivenza degli organismi costruttori di scogliere.
Un affioramento particolarmente indicativo dell’area é posizionato poco fuori l’abitato, lungo la strada provinciale 52B che collega Rocca di Cave con Capranica Prenestina, dove è possibile osservare la sezione del nucleo di una scogliera cretacica datata ca. 90 m.a. fa, con resti di rudiste, nerinee, esacoralli, echinidi. Alcuni di questi esemplari si presentano in posizione di vita.
La forte frammentazione in blocchi del margine meridionale dei Monti Prenestini, dovuta all’azione delle faglie, portò alla coesistenza di ambienti a diversa profondità, quindi, a diverso contenuto in sedimenti e fossili. Infatti, ad ovest dell’abitato di Rocca di Cave, i terreni di scogliera del Cenomaniano sono ricoperti bruscamente (trasgressivamente) dai terreni pelagici del Miocene: in quest’area, la sommersione del margine della piattaforma carbonatica è stata più precoce. Invece, ad est dell’abitato di Rocca di Cave, i terreni della scogliera cenomaniana sono ricoperti da altri terreni di una scogliera più recente avente età turoniana: in quest’area quindi, la sommersione del margine della piattaforma carbonatica è avvenuta più tardi. Queste differenze suggeriscono la presenza di una faglia, in corrispondenza dell’abitato di Rocca di Cave, la quale avrebbe provocato sprofondamenti di diversa entità ed età tra le due zone. Nell’area di Rocca di Cave, le scogliere sarebbero sopravvissute fino quasi alla fine del Cretacico. La presenza di zone emerse e soggette a carsismo durante il Cenomaniano superiore è testimoniata da alcuni depositi di bauxiti. Nelle aree emerse, l’azione di venti e tempeste, assieme alla sporadica invasione della laguna da parte delle correnti marine, causarono l’erosione ed il trasporto di questi depositi bauxitici, provocandone la ridistribuzione lungo superfici della laguna più o meno ampie. Ciò è all’origine del diffuso arrossamento spesso visibile nei sedimenti a granulometria più fine. Piccoli lembi di scaglia turoniana e/o paleocenica indicano che la struttura di Rocca di Cave è stata per un certo periodo un seamount al largo del margine occidentale della piattaforma, caratterizzata da calcari bioclastici a frammenti di rrudiste, orbitoline, orizzonto organogeni ricchi di caprinidi, nerinee e coralli. Sulle terre emerse i fenomeni di modellamento geomorfologico livellarono e trasformarono il paesaggio precedente. Inoltre, i sedimenti carbonatici particolarmente esposti subirono i processi di erosione carsica.
I terreni del fondale del mare Sabino, progressivamente più profondo, che si sostituì alla piattaforma carbonatica, sono assai potenti e ben visibili nel settore nord-occidentale dei Monti Prenestini. I primi depositi pelagici sono quelli della Scaglia rosa: si tratta di calcari puri e calcari marnosi contenenti selce, spicole di spugne e foraminiferi planctonici, con frequenti intercalazioni di materiale detritico da crollo di falesia e frana sottomarina. Lo spessore di questi depositi raggiunge alcuni metri. La loro età varia da circa 68 milioni di anni fa (Maastrichtiano) ad una sessantina di milioni d’anni fa (Paleocene).
Il passaggio dall’era Mesozoica all’era Cenozoica (65 m.a. fa) fu caratterizzato da un ritiro delle acque marine e tutta la zona rimase emersa per ca. 40 m.a. durante i quali non si ebbe deposizione di sedimenti (lacuna paleogenica). Durante il Miocene la zona venne nuovamente sommersa dalle acque e testimonianze di questi eventi sono ben visibili sempre lungo la S.P. 52B verso Capranica Prenestina, dove sui terreni rappresentanti la sequenza scogliera poggiano direttamente “in trasgressione”, anche se in leggera discordanza, sedimenti del Paleocene (presente in lenti) e del Miocene: pochi metri di marne e calcareniti riferibili ad un ambiente di sedimentazione di rampa carbonatica a debolissima inclinazione, che costituiva allora la transizione tra le terre emerse e il mare (formazione di Guadagnolo). All’interno di questi sedimenti si rinvengono denti di squalo, coralli e echinidi (ricci di mare). Lo spessore di questi depositi raggiunge i 600 metri. La loro età varia da 22 milioni di anni (Aquitaniano) a 13 milioni di anni fa (Serravalliano), circa.
Nel settore orientale dei Monti Prenestini, la formazione di Guadagnolo è ricoperta dai calcari a briozoi e litotamni, ricchi di granuli glauconitici. L’età radiometrica della glauconite indica ca. 21 m.a. (Miocene medio). Questi depositi, contenenti frammenti di alghe rosse (i litotamni), invertebrati (briozoi, echinodermi, bivalvi) e foraminiferi planctonici, corrispondono ancora ad un ambiente di mare poco profondo.
Il generale innalzamento causato dal lento e graduale avvicinamento della placca africana verso la placca eurasiatica, costrinse i sedimenti marini ed i sedimenti vulcanici del fondale del mar di Teti, nelle zone che, ad oggi, conosciamo come la catena dell’Atlante, dell’Appennino, delle Alpi meridionali e delle Dinaridi. Alla base del settore orientale dei Monti Prenestini si hanno anche limitati affioramenti di Marne a Orbulina. Questi depositi marnosi ad abbondanti foraminiferi planctonici (Orbuline), la cui età si estende tra circa 13 milioni di anni (Serravalliano) e 10 milioni di anni fa (Tortoniano) fa, testimoniano l’inizio della spinta orogenica vera e propria che porterà al sollevamento dell’intera catena montuosa dell’Appennino centrale. Cosicché alla fine del Terziario, tutto il settore centrale dell’Appennino, i Monti Sabini, Lucretili, Ruffi, Tiburtini e Prenestini, era completamente emerso e sollevato.
Infine, a partire dal Pliocene, intorno a 4 m.a. fa tutta la zona venne coinvolta nel generale assottigliamento crostale dovuta all’apertura del Mar Tirreno, che causò l’apertura di ampie fratture dalle quali risalì il materiale vulcanico che diede origine ai distretti vulcanici tirrenici, in particolare quello dei Colli Albani, impostato su una zona ribassata per faglia rispetto alle altre.
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