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Facoltà di Scienze MM.FF.NN. Corsi di Laurea in Scienze Geologiche

Associazione culturale universitaria GeoBas

Dipartimento di Scienze Geologiche Università degli Studi della Basilicata

Mostra itinerante

“VIAGGIO NELLA LUCANIA DA SCOPRIRE” Percorsi geologici, paleontologici e paesaggistici In Basilicata

Progetto approvato dalla “Commissione per l’utilizzazione dei fondi destinati ad iniziative ed attività culturali e sociali degli studenti” e finanziato da Università degli Studi della Basilicata, Corso di Laurea in Scienze Geologiche e Dipartimento di Scienze Geologiche dell’Università degli Studi della Basilicata.


Presentazione

La finalità della mostra itinerante “Viaggio nella Lucania da Scoprire – Percorsi Geologici, Paleontologici e Paesaggistici della Basilicata” è quella di instillare negli abitanti lucani la consapevolezza che la nostra terra, madre di terremoti e di disastri idrogeologici, affianca alla sua natura burrascosa un’altra grande risorsa, così evidente eppur spesso sottovalutata: la geodiversità. Vulcani; reperti fossili in grande stato di conservazione; fascinosi paesi abbandonati, devastati da antiche frane; calanchi; coste alte, coste basse; gole scavate nella roccia e borghi arroccati su speroni, che sembrano lambire il cielo: sono lineamenti multiformi di una stessa terra – la Lucania – che rendono fortemente predisposta al turismo. Se il cuore pulsante della Basilicata, vale a dire i suoi stessi abitanti, prende atto di questo patrimonio racchiuso nel paesaggio, aumenterà la cultura del rispetto e della conoscenza che, secondo noi, rappresenta un valore inalienabile per una stabile fioritura economica e sociale.

GeoBas – associazione culturale divulgativa, nata a luglio del 2008 – è costituita da studenti e laureati (non solo in Scienze Geologiche) dell’Università degli Studi della Basilicata. L’obiettivo di GeoBas è fare da mediatrice tra l’universo accademico e quello collettivo, portando agli occhi di un pubblico ampio e differenziato le Scienze della Terra e promuovendo il paesaggio geologico lucano.

Nei pannelli che seguono, presentiamo alcune delle più importanti mete geo-turistiche regionali: una Basilicata da scoprire e da riscoprire con occhi più esperti, così da comprendere morfologie, processi e forme di vita che hanno creato le rocce sotto i nostri piedi e che rappresentano, inoltre, la radice comune a tutte le espressioni del paesaggio passate in rassegna in questa esposizione. Continuiamo a lavorare affinché anche la geologia dei luoghi venga presto celebrata come patrimonio identitario, proprio come la nostra storia.

Vi auguriamo una buona visita!

Gli autori

Ringraziamenti Per la collaborazione al progetto, la revisione e la concessione di materiale informativo, si ringraziano il dott. Mario Bentivenga, la prof.ssa Angela Laviano, il dott. Sergio Longhitano, il dott. Giuseppe Palladino, il prof. Giacomo Prosser, il prof. Marcello Schiattarella del Dipartimento di Scienze Geologiche dell’Università degli Studi della Basilicata; si ringraziano inoltre la dott.ssa Stefania Pascale e il prof. Francesco Sdao del DiSGG (Dipartimento di Strutture, Geotecnica, Geologia Applicata all’Ingegneria), e infine la Soprintendenza per Beni Archeologici della Basilicata.


“VIAGGIO NELLA LUCANIA DA SCOPRIRE” Percorsi geologici, paleontologici e paesaggistici in Basilicata Giammarco Guidetti & Salvatore Lucente

La Riserva Regionale dei Calanchi di Montalbano Jonico Nel ricco scenario di contesti geologici ospitati nell’areale lucano, Montalbano Jonico merita un’attenzione particolare. Dai crinali a lama di coltello agli affioramenti ricchi di fossili, ai percorsi geologici: questo scorcio di territorio custodisce grandi tesori, che esercitano un fascino sui cultori della scienza, sui turisti e sui curiosi. Il 18 gennaio 2011, il Consiglio Regionale della Basilicata ha approvato all’unanimità un disegno di legge per l’istituzione della Riserva regionale dei Calanchi di Montalbano Jonico. L’evento ha suggellato finalmente l’ufficialità della tutela verso un’area per la quale si è lungamente lottato per attribuire un regime vincolistico. La riserva abbraccia una superficie di 28 km quadrati in cui sono stati recentemente proposti (Ciaranfi et al., 2011) due percorsi geologico-culturali (fig. 1). Lo scopo è di rendere fruibile alla collettività il geosito di Montalbano Jonico, segnalando i punti panoramici, gli affioramenti di maggiore importanza scientifica e fornendo materiale illustrativo per interpretare il paesaggio e le rocce circostanti. I due percorsi si snodano lungo il versante occidentale della collina di Montalbano Jonico (fig. 1), con partenza e arrivo al centro storico del paese. Sostando ai vari stop, il visitatore può osservare peculiari morfologie calanchive e affioramenti di rocce sedimentarie cheracchiudono la storia evolutiva dell'area nell'intervallo cronologico compreso tra 1,24 milioni di anni fa e 645 mila anni fa (Ciaranfi et al., 2010). I geologi, studiando i sedimenti, il contenuto fossilifero e altri parametri fisici e chimici delle rocce, sono in grado di ricostruire, strato per strato, le variazioni ambientali che hanno caratterizzato quest’area.

S.S. 598

1 Km

Figura 1 – Veduta aerea dell’area di Montalbano Jonico. In beage è rappresentato l’itinerario che si snoda lungo il sentiero denominato “Appiett u Mulin”. In rosso invece è segnato l’itinerario lungo la mulattiera “Appiett u Castiedd”. I calanchi appaiono come delle aree macchiettate in bianco, a ovest e a sud-est dell’abitato.

Figura 3 – Suddivisioni cronologiche della parte alta del periodo Pleistocene (da 2,6 milioni di anni fa a circa 12 mila anni fa). La scala numerata a destra segna la progressione del tempo in milioni di anni, dal basso (antico) verso l’alto (attuale). – (Immagine modificata dal sito dell’Aiqua - Associazione Italiana per il Quaternario).

In questo intermezzo temporale ricade il passaggio tra il Calabriano e lo Ioniano, due suddivisioni del Pleistocene (epoca geologica compresa tra 2,6 milioni di anni fa e 12 mila anni fa). L’espressione fisica di tale passaggio è preservata in modo unico nei sedimenti di Montalbano Jonico (Ciaranfi et alii, 2010). Tanto che, nella parte mediana della pila di strati affioranti, è stato individuato il livello stratigrafico da proporre come chiodo d’oro (golden spike), vale a dire il passaggio fisico tra le due epoche (fig. 3). L’evento stratigrafico registrato negli strati di Montalbano Jonico, è candidato ad essere un riferimento internazionale. Il geosito dei “Calanchi di Montalbano Jonico” fornisce molti spunti di valorizzazione, e l’aspetto puramente scientifico non è che una parte. La sua tutela e l’opportunità di avvicinarlo alla comunità è un passo importante verso la conservazione e la trasmissione di questo bene inestimabile alle future generazioni.

Figura 2 – I geologi sono in grado di decriptare le informazioni racchiuse negli strati rocciosi e Montalbano Jonico si è rivelato essere un libro geologico pieno di informazioni. Analisi integrate di tipo paleontologico e stratigrafico hanno permesso di ricostruire la curva di variazione di livello del mare e delle fasi glaciali ed interglaciali (b2 nella figura) fra 1,24 e 0,645 milioni di anni. Si nota come la curva di variazione marina, salendo, seppure con un andamento ciclico, tende a spostarsi verso sinistra, indicando quindi ambienti sempre più prossimi alla superficie. Nello schema b1, è riportata la curva dell’isotopo 18 dell’ossigeno, costruita analizzando i gusci dei fossili. Infine in “b” è riportata una schematizzazione di tutti gli strati della sezione, compresi i livelli vulcanici (contraddistinti dalle sigle V1, V2 ecc.) Da Ciaranfi et al. (2011)

Goneplax rhomboides completamente piritizzato

Geryon sp.

Decapodi (granchi) articolati

Età della base e del tetto della sezione stratigrafica di Montalbano

Esemplare di foglia di Quercus sp.

Arctica Islandica (recente). Bivalvi simili vivevano nelle acque di Montalbano in periodi freddi (glaciali)

Brissopsis lyrifera piritizzata e con le spine articolate

Cassidaria echinophora Fissidentalium rectum

Ditrupa arietina

Nassarius cabrierensis

Transizione Calabriano – Ioniano Golden Spike di Montalbano

Uno sguardo ai fossili

– Nel Pleistocene, quando la collina di Montalbano Jonico ancora non esisteva, imperava un ambiente marino di piattaforma-scarpata. I fondali erano popolati da varie forme di vita animali e vegetali: conchiglie, granchi, stelle marine. Nelle immagini sopra sono riportati alcuni fossili raccolti nell’area (la barra bianca equivale a 1 cm) – (foto da Ciaranfi et al., 2011). Freccia del tempo

Bibliografia

a

Biancana

M. BENTIVENGA (1998): "Alcune forme erosive nell’area calanchiva di Aliano MT". Basilicata Regione Notizie n°6. M. BENTIVENGA, D. CAPOLONGO, G. PALLADINO & M. PICCARRETA (2008): Il ruolo del rilievo sull’evoluzione e distribuzione delle forme calanchive in Fossa Bradanica, Basilicata (Italia Meridionale). Cofin 2005-07, Responsabile Prof. F. Boenzi.

Foto da Ciaranfi et alii (2011)

N. CIARANFI, S. GALLICCHIO, A. GIRONE, M. MARINO, - Proposta di un percorso geologico-culturale tra i calanchi del geosito di Montalbano Jonico (Basilicata). Atti del Convegno Nazionale “Il Patrimonio Geologico: una risorsa da proteggere e valorizzare” (Sasso di Castalda, 29-30 Aprile 2010). Geologia dell’Ambiente (Periodico della SIGEA) – supplemento al n. 2/2011, pp. 214-226.

b

CIARANFI N., LIRER F., LIRER L., LOURENS L.J., MAIORANO P., MARINO M., PETROSINO P., SPROVIERI M., STEFANELLI S., BRILLI M., GIRONE A., JOANNIN S., PELOSI N., VALLEFUOCO M. (2010). Integrated stratigraphy and astronomical tuning of Lower-Middle Pleistocene Montalbano Jonico land section (Southern Italy): Quaternary International, 219, 109-120. M. PICCARRETA, H. FAULKNER, M. BENTIVENGA & D. CAPOLONGO (2006): The influence of physico-chemical material properties on erosion processes in the badlands of Basilicata, Southern Italy. Geomorphology, 81, 235-251.

Foto da Ciaranfi et alii (2011)

I calanchi sono morfologie che modellano rocce argillososiltose (Bentivenga et al., 2008). Si sviluppano normalmente su versanti a reggipoggio, poco vegetati, esposti a sud e dove l’elevata acclività favorisce il rapido ruscellamento. Essi si presentano come dei crinali separati da fossi stretti e profondi, i cui assi sono convergenti verso valle. La loro evoluzione veloce li rende effimeri e in continuo mutamento. Lo stadio più maturo dei calanchi è rappresentato dalle forme residuali dette biancane, ossia rilievi tondeggianti isolati, posti alla base dei versanti, testimoni dell’antico fronte calanchivo in erosione. Le forme a cupola e la colorazione bianca, dovuta a incrostazioni di sali sulla superficie, conferiscono alle biancane un aspetto assai peculiare (Piccarreta et al., 2006) (fig. a). Nella roccia messa a nudo nei calanchi, intercalati a più altezze lungo la sezione stratigrafica, sono distinguibili dei livelli vulcanoclastici, spessi non più di 40 cm (in fig. b è indicato il livello V5, che si può seguire lateralmente per quasi tutto il fronte calanchivo). Alcuni degli strati vulcanoclastici sono stati datati (insieme ai fossili contenuti negli strati vicini) indirizzando i ricercatori verso una buona stima delle età dei sedimenti e contribuendo a rendere tale successione un rifermento internazionale per gli studiosi dell’era Quaternaria.


“VIAGGIO NELLA LUCANIA DA SCOPRIRE” Percorsi geologici, paleontologici e paesaggistici in Basilicata Canio Loguercio & Giovanni Soldo

Venosa e Atella: Terra di Vini, Poeti ed Elefanti

L’area del Vulture-Melfese, ubicata nella porzione settentrionale della Basilicata, è una terra in cui la storia e le natura si fondono assieme per creare atmosfere magiche e affascinanti, tra castelli, borghi antichi, cattedrali, castagneti e vitigni. Fulcro di questo scenario, unico nel suo genere, è il Monte Vulture (1326 metri) che nel corso del tempo ha fatto da sfondo e, talvolta, ha influenzato le popolazioni che, sin dalla preistoria, hanno vissuto presso le sue falde. Quest’area è stata caratterizzata, nel Pleistocene medio (circa 600.000 anni fa), dallo sviluppo di tre bacini lacustri (Venosa, Atella e Melfi) (Fig. 1) i cui sedimenti sono ricchi in vertebrati ed invertebrati fossili e da industrie litiche. L’evoluzione di questi bacini sedimentari è strettamente connessa alla formazione e allo sviluppo dell’apparato vulcanico del Vulture. Il Bacino di Venosa Il Bacino di Venosa, rappresenta il riempimento di una paleovalle che si estende dalle pendici nord orientale del Monte Vulture fino all’abitato di Irsina, lungo una fascia larga mediamente 2.5 km e lunga 45 km (Fig. 1). Reperti fossili associati ad industria litica sono stati ritrovati in diverse località conosciute già a partire dai primi anni del ‘900 e testimoniano una intensa e prolungata frequentazione di quest’area da parte dell’Uomo durante il Pleistocene medio, in un periodo compreso tra circa 780.000 e 200.000 anni. La ricchezza dei reperti fossili (resti di mammiferi, rettili e uccelli), associati ad industria litica del bacino di Venosa provengono da diverse località.

Fig. 1 – Carta geologica schematica dell’area del Vulture-Melfese, in cui sono evidenziati i bacini Pliocenici di Venosa, Atella e Melfi (da Giannandrea P., 2006; modificato).

Le indagini paleontologiche hanno permesso di riconoscere una ricca associazione di varie classi di vertebrati: mammiferi (Elefantidi, Cervidi, Bovidi, rinoceronti e ippopotami), rettili (testuggini) e uccelli (anatre). Di particolare interesse è una diafisi femorale umana (Fig.3) appartenente ad un individuo adulto di sesso femminile di Homo erectus. Di notevole rilevanza paleontologica e paleoambientale è il ritrovamento di resti fossili appartenenti a grandi mammiferi, tra cui il cranio di un elefante (Elephas antiquus) (Fig.4), riferibile ad un individuo di sesso maschile di età adulta; altrettanto importante è una larga porzione craniale completa di corna relativa ad un bisonte (Bison shoetensacki) (Fig.5). Tra i mammiferi di taglia minore riveste particolare importanza il ritrovamento di uno scheletro quasi completo di un cervide appartenente alla specie Dama clactonia (Fig.6), la quale si differenzia dal daino comune (Dama Dama) sia per la sua maggiore taglia che per le diversità osservabili per quanto riguarda la morfologia e lo sviluppo delle corna. Tra i carnivori è segnalata la presenza della tigre dai denti a sciabola (Homotherium sp.) e di orsi (Ursus deningeri). Fig. 4 – Elephas antiquus: cranio conservato in situ (*Parco Paleontologico di Notarchirico).

Inoltre il bacino di Venosa riveste un ruolo di centrale importanza per i numerosi e diversi uccelli rinvenuti e poco documentati in Basilicata: Anser fabalis, Anas acuta, Anas clipeata, Cygnus cygnus, Anas Penelope e Anas querquedula. Si tratta di volatili di ambiente acquatico (pertanto molto indicativi dal punto di vista paleoambientale), caratterizzati da un becco largo e piatto, un corpo tozzo e zampe corte e palmate.

Fig. 3 – Diafisi femorale di Homo erectus. (*Museo Archeologico di Venosa).

Fig. 6 – Dama clactoniana: ricostruzione esposta presso il Museo Archeologico di Venosa(*).

Fig.5 – Bison shoetensacki: porzione craniale completa di corna (*Museo Archeologico di Venosa).

Il Bacino di Atella Il bacino di Atella rappresenta il fondo di un antico lago pleistocenico lungo circa 15 km e largo circa 6.5 km, con un’estensione che dalle falde meridionali del Vulture si estende fin sotto Castel Lagopesole. L’origine di questa valle è imputabile allo sviluppo e alla successiva attività del Vulture (Fig.7) che nel corso di migliaia di anni ha modificato la morfologia di quest’area.

Fig. 5 – Industria litica: amigdale rinvenute presso il Parco Paleolitico di Atella.

a b c Immerso nella natura, l’abitato di Atella conserva un ricco patrimonio culturale da proteggere e Fig. 7 – Evoluzione del Bacino di Atella (Modif. da Borzatti von Löwenstern & Sozzi, 1994). L’area in cui oggi sorge l’abitato di Atella, era caratterizzato, all’inizio del Pleistocene da numerosi corsi d’acqua (a). L’innalzarsi dell’edificio vulcanico del Vulture produsse lo valorizzare. Risalgono al 1990 i primi scavi che hanno sbarramento dei fiumi determinando così la formazione di un paleolago (b). Circa 500.000 anni fa un ultimo evento parossistico portato alla luce, nei pressi del Cimitero di Atella, riempì il bacino di ceneri e lapilli e produsse la tracimazione delle sue acque, determinandone lo svuotamento (c). In seguito importanti reperti fossili di grandi mammiferi e all’incessante azione dei corsi d’acqua la valle ha acquistato lentamente la morfologia attuale. testimonianze riguardanti l’industria litica unici nel loro genere. I ritrovamenti fossili più importanti sono relativi ad esemplari di elefanti con la specie Elephas antiquus e uri (antichi bovini estinti) con la specie Bos primigenius. Dell’Elephas antiquus si sono rinvenute impronte (Fig.8), frammenti di difese (Fig. 9) e quattro molari (Fig. 10). La difesa è di notevoli dimensioni, lunga circa 252 cm e con diametro massimo di 23 cm. Tutti i dati biometrici sono indicativi di un esemplare adulto, di sesso maschile. Del Bos primigenius sono stati trovati numerosi frammenti rappresentati principalmente dall’estremità distale di un metacarpo (Fig. 11), da due vertebre e da un molare. I reperti sono stati attribuiti ad un esemplare di sesso femminile.

Fig. 8 – Sito del Cimitero di Atella con le impronte di Elephas antiquus (a) e particolare di tracce di orme in sezione (Parco Paleolitico di Atella).

Fig. 9 – Difesa di Elephas antiquus (Parco Paleolitico di Atella).

Fig. 10 – Molare di Elephas antiquus (Parco Paleolitico di Atella).

Fig. 11 – Bos primigenius: metacarpale destro.

Bibliografia essenziale •BORZATTI VON LÖWENSTERN E. & SOZZI M. (1994) – Prime ipotesi paleogeografiche sul sito acheuleano del cimitero di Atella. Studi per l’Ecologia del Quaternario, 16, 26-39. •BORZATTI VON LÖWENSTERN E. (2005) – Il sito Acheulano antico del Cimitero di Atella: gli strati alti del sedimento preistorico. Studi per l’Ecologia del Quaternario, 27, 7-19. •FABIANO M. & ZUCCHELLI M. (2003) – Impronte di elefante sulle rive del lago pleistocenico del bacino di Atella (PZ). Studi per l’Ecologia del Quaternario, 25, 9-22. • GIANNANDREA P. (2006) – Il bacino fluvio-lacustre di Venosa. In: PRINCIPE C. (a cura di), La geologia del Monte Vulture; pp. 55-72. • PIPERNO M. & TAGLIACOZZO A. (2001) – The Elephant Butchery Area at the Middle Pleistocene site of Notarchirico (Venosa, basilicata, Italy). Riassunti del 1° Congresso Internazionale, La Terra degli Elefanti, Roma 16-20 ottobre 2001. • ZUCCHELLI M. (1999) – Bos primigenius Bojanus nel Bacino di Atella (PZ). Studi per l’Ecologia del Quaternario, 21, 19-30.

Analisi geochimiche e mineralogiche (misura della radioattività, termoluminescenza, racemizzazione degli aminoacidi, disequilibrio dell’Uranio) condotte sui sedimenti e sui reperti fossili, hanno permesso di ipotizzare che le aree di Venosa e Atella siano state popolate in un intervallo temporale compreso rispettivamente tra 780.000 e 200.000 anni fa e 650.000 e 550.000 anni fa. Il paleoambiente era probabilmente caratterizzato da ampie praterie, tali da permettere il pascolo ai numerosissimi branchi di uri, equidi e rinoceronti e da foreste o macchie boschive adiacenti in cui viveva l’Elephas antiquus . http://naturalpatriot.org

* Su concessione del Ministero per i Beni e Le Attività Culturali – Direzione Regionale per i BENI Culturali e Paesaggistici della Basilicata – Soprintendenza per i Beni Archeologici della Basilicata.


“VIAGGIO NELLA LUCANIA DA SCOPRIRE” Percorsi geologici, paleontologici e paesaggistici in Basilicata Vincenzo Cancro

Campomaggiore vecchio Il geosito di Campomaggiore vecchio, in provincia di Potenza, si trova quasi al margine dell’Appennino lucano (fig. 1). L’area del comune, infatti, ricade non lontano da dove le masse rocciose dell’Appennino, emerse dalle acque a cominciare da 24 milioni di anni fa, hanno terminato il loro cammino verso est. Prima della Catena appenninica, v’era un antico mare, nominato Tetide, sui cui fondali si accumularono, per oltre 200 milioni di anni, sedimenti che si trasformavano in rocce sotto il loro stesso peso. Tali rocce presero a sovrapporsi, a sollevarsi e a “scorrere” verso oriente, quando la Tetide si richiuse, sotto impressionanti spinte provenienti dalla crosta terrestre. Le due microplacche Adriatica e Tirrenica spingevano l’una sull’altra, piegando e fratturando gli strati dell’antico mare, che così emergevano. Questo processo, noto come orogenesi, ha dato origine agli Appennini. Oggi gli strati, benché fratturati e piegati, sono ancora riconoscibili e i geologi, per motivi di studio,li raggruppano in “formazioni rocciose” sulla base di evidenti somiglianze (tipo di roccia, colore, contenuto in fossili ecc.). In fig. 3 sono riportate le tre formazioni che affiorano nell’area. Le cause della frana di Campomaggiore sono da ricercarsi proprio nella litologia (tipo di roccia) e nella intensa fratturazione delle formazioni locali, fattori che predispongono il suolo all’instabilità e al franamento (fig. 2). Formazione delle Argille Varicolori.

Formazione del Flysch Rosso.

Formazione del Flysch Numidico.

Fig. 1 – Campomaggiore è ubicato nella porzione centro orientale della catena appenninica ricadente nel foglio n°200 (Tricarico) della Carta Geologica d’Italia in scala 1:100.000. (Piedilato e Prosser, 2005. modificato).

Fig. 3 – Foto delle tre formazioni affioranti nell’area di Campomaggiore.

Fig. 2 – Carta geologica dell’area di Campomaggiore vecchio con relative sezioni geologiche. Ad ogni colore corrisponde una diversa formazione rocciosa. Nell’area affiorano tre formazioni, piegate, fagliate e sovrapposte più volte tra di loro per effetto dell’orogenesi.

Campomaggiore vecchio insiste su un versante compreso tra la quota 849m s.l.m. (Montecrispo) e la quota 271m s.l.m. lungo il fiume Basento (fig. 4 – 5 – 6). L’attuale configurazione dell’area è il risultato di una complessa dinamica morfogenetica influenzata in gran parte da movimenti franosi che segnano i versanti. Il 9 febbraio del 1885 Campomaggiore fu distrutto dal movimento di riattivazione di una grande frana, che dalle pendici meridionali di Montecrispo si mosse verso la valle del fiume Basento. Successivamente l’abitato fu definitivamente trasferito circa 2 km a sud-ovest del vecchio abitato. Il movimento rotazionale, a cui è stato soggetto il terrazzo di frana che ospita il vecchio paese, è stato registrato da tutti gli edifici che hanno le pareti inclinate verso monte (fig. 7 – 8).

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Fig. 4 – Carta geomorfologica dell’area di Campomaggiore vecchio.

Fig. 5 – In alto: frana di Campomaggiore vecchio in pianta. Fig. 6 – In basso: sezione geomorfologica della frana di Campomaggiore vecchio.

Fig. 7 – Schema 3D della frana che il 9 febbraio 1885 distrusse il paese di Campomaggiore. La figura in alto rappresenta il versante prima della frana, mentre la figura in basso illustra il versante dopo la riattivazione della frana che causò l’abbandono del paese.

Fig. 8 – Campomaggiore vecchio oggi. Si può notare la forte inclinazione delle pareti dei monumenti del paese vecchio verso monte.

Da Campomaggiore vecchio si può ammirare un bel paesaggio caratterizzato dalle Dolomiti lucane, estesi boschi ed un tratto vallivo del fiume Basento molto inciso, noto come “stretta di Campomaggiore”. STORIA Notizie certe su Campomaggiore si hanno a partire dall’inizio del Medioevo, quando il centro viene menzionato nel “Catalogus Baronum”, un proclama dove il Regno normanno venne diviso in contee (Filardi, 1985; Rescio, 1997a-b). Il paese era costituito da baracche attorno alla Casa Baronale, ed il Barone, Don Ferrante Rendina dopo il 1718, per dare abitazioni più dignitose alla sua gente, fece prosciugare una piccola palude per poter realizzare il paese. Campomaggiore è uno dei primi centri abitati ad essere stato edificato su progetto dando luogo ad una pianta a scacchiera (fig. 9) che fu concepita sotto l’influenza della corrente utopistica, con l’intento di creare dal nulla una “città ideale”, per questo denominata anche “Città dell’utopia”. In seguito, l’architetto Giovanni Patturelli, allievo di Luigi Vanvitelli, progettò altri quartieri del centro abitato, il campanile della chiesa ed il prospetto nord del Casino della Contessa. Le opere monumentali, presenti a Campomaggiore vecchio e nelle sue immediate vicinanze, sono numerose ed alcune di queste sono discretamente conservate. Tra queste si possono menzionare il palazzo baronale, la chiesa di Santa Maria del Carmine, il Casino della Contessa la sorgente e la masseria (fig. 10 – 11 – 12 – 13 – 14).

Fig. 10 – Il palazzo baronale dei Rendina.

Fig. 12 – Il Casino della Contessa.

Fig. 14 – La masseria.

Fig. 11 – La Chiesa di Santa Maria del Carmine.

Bibliografia Fig. 9 – Planimetria di Campomaggiore Vecchio.

Fig. 13 – La sorgente con annesso lavatoio.

Del Prete M., Melidoro G. & Valentini G. (1977) – Influenza dell’assetto geostrutturale sulla franosità delle formazioni pelitico-fliscioidi nella fascia orientale dell’Appennino lucano (Campomaggiore). Geol. Appl. e Idrog. 12 (2), 399-414. Filardi G. (1985) – Campomaggiore. Storia di un paese lucano. I-II, Matera s.d. Pescatore T., Renda P., Schiattarella M. & Tramutoli M. (1999) - Stratigraphic and Structural relationships

between Meso-Cenozoic Lagonegro basin and coeval carbonate platforms in southern Apennines, Italy. Tectonophysics, 315, 269-286. Piedilato S. & Prosser G. (2005) - Thrust sequences and evolution of the external sector of a fold and thrust belt: An example from the Southern Apennines (Italy). Journal of Geodynamics, 39, 386–402. Rescio P. (1997a) – Campomaggiore archeologia dell’edilizia storica. CSCM, Comune di Campomaggiore. Rescio P.(1997b) – La Chiesa di Campomaggiore Vecchio: relazione sul suo degrado e proposta di intervento conservativo. Ad uso del Comune di Campomaggiore.


“VIAGGIO NELLA LUCANIA DA SCOPRIRE” Percorsi geologici, paleontologici e paesaggistici in Basilicata Salvatore Lucente & Marina Pierro

Craco Il paese fantasma giace silenzioso al vento freddo d’inverno. Le abitazioni, crepate, ormai in rovina, parlano di una storia drammaticamente interrotta. Un presepe solitario, abbandonato, con gli archi e il campanile che sorreggono ancora il loro peso, avvolti da un singolare paesaggio lunare. La frana si è già mangiata le mura e le case, quelle a valle del paese: non più che un mucchio di mattoni, rimasti in posto, disegna la planimetria di una costruzione diroccata. Il visitatore, che per la prima volta pone lo sguardo su Craco, percepisce con forza il duro contrasto tra l’impietoso reame della natura e l’impotente fascino dell’architettura umana. Riconosciuto come geosito di interesse scientifico, Craco (Fig. 1) poggia le sue fondamenta su rocce sedimentarie (ghiaie, sabbie e argille). Forme suggestive quali torrioni e, nell’intorno, terrazzi fluviali e calanchi hanno preso vita sotto l’effetto modellante dell’erosione (Fig. 2 – 3 – 4).

Figura 1 – Su uno sperone di conglomerati sorge il Torrione, che per i Crachesi è il Castello, dal quale si contemplano le forme calanchive tipiche dell’area bradanica.

Situato lungo il fronte dell’Appennino meridionale, su una cresta bordata dai torrenti Bruscata e Salandrella, Craco (301 m di quota) fu interessato da numerosi movimenti di massa, già a partire dal 1959. Ma a causa di un’ennesima frana di vaste proporzioni, il paese fu evacuato e l’abitato trasferito nel 1963 a valle, nelle località di Craco Peschiera e Craco Sant’Angelo. Allora il centro contava oltre 2000 abitanti. La frana, che obbligò la popolazione ad abbandonare le proprie case, rese il villaggio completamente deserto nel 1975 (Fig. 5).

Figura 2 – torrioni scolpiti dall’erosione nei conglomerati. Fanno da sfondo terrazzi fluviali e calanchi.

Fig. 3 – (sinistra) Vista a sud est del paese, verso il torrente Bruscata. Fig. 4 – (centro) Veduta nord est, verso i terrazzi fluviali e i calanchi del fiume Bradano. Fig. 5 – (centro) Panoramica sul paese di Craco, abbandonato nel 1975.

La formazione del paesaggio di Craco è recente, ma il contesto geologico che fa da cornice inizia la sua storia 24 milioni di anni fa circa, quando le placche africana ed europea, scontrandosi, provocavano l’avvicinamento e la sovrapposizione di due bordi continentali. Entrando in contatto, enormi volumi di roccia declinavano verso le profondità della terra, per il loro peso; altre rocce, deformate e accatastate, raggiungevano quote più alte e si spostavano verso est, come un gigantesco “domino” naturale. Il processo di accavallamento perdurò per diversi milioni di anni. Ad occidente, verso il Tirreno, si era formata una dorsale. Contemporaneamente, il settore orientale, più depresso, verso Tricarico e Matera, era divenuto la conca di accumulo per tutti i frammenti rocciosi che il vento e l’acqua avevano strappato alla dorsale. Ma la durevole spinta tra le placche (fino a poche centinaia di migliaia di anni fa) sollevò dalla conca anche questi sedimenti, creando a volte dei rilievi pronunciati (fig. 6 a-b). Craco è sorto su uno di questi.

Figura 6 – schema dell’Appennino in sezione da est a ovest. Nello schema A, due frammenti di crosta terrestre si avvicinano (frecce gialle) e si accavallano: uno sprofonda, l’altro si ripiega, si ispessisce e raggiunge alte quote. Il vento e la pioggia erodono le rocce, e i corsi d’acqua trasportano i sedimenti in una grossa conca naturale, posta nella parte più orientale (in rosso).

A Mar Tirreno

Mar Adriatico

est

ovest

B

DORSALE EROSA CRACO

Nello schema B, la spinta tra le placche comprime anche i sedimenti della conca: pieghe e faglie deformano i sedimenti fino a farli emergere dal mare. Si formano dei rilievi, meno pronunciati rispetto al resto della catena, che vengono “aggrediti” dagli agenti atmosferici e erosi in parte. I crinali diventano smussati, si formano torrioni nelle rocce più resistenti mentre i calanchi nelle rocce più argillose.

La frana di Craco presenta, per i non esperti, un nome complicato: DGPV (Deformazione Gravitativa Profonda di Versante). Il termine si riferisce ad un corpo franoso che ha uno spessore elevato e scorre quindi su una superficie posta in profondità (Fig. 8), a differenza delle frane da colamento, ad esempio, formate da un flusso relativamente sottile di fango. Per limitare il movimento del fenomeno e salvaguardare gli edifici sono state realizzate varie opere di messa in sicurezza, ma negli anni si sono rivelate del tutto inutili. Infatti le palificazioni, piantate per ancorare il corpo di frana alla “ferma” roccia sottostante, non hanno raggiunto lo scopo perché non abbastanza profonde. Invece i muri di contenimento sono stati abbattuti o ribaltati. In definitiva, il problema di Craco presenta una difficile soluzione.

CRACO

Rotazione del blocco in frana Palificazioni Muri di sostegno

Superficie di scorrimento

Figura 7 – (Sopra) Craco: alcuni edifici del paese con i tetti crollati. Profonde fenditure rigano le case rendendo le facciate pericolanti. (Destra) barriere in muratura e una scalinata danneggiate dalla frana.

Ad oggi, numerosi sono i turisti che salgono alla “Craco vecchia” per ammirare le rovine del paese ed avventurarsi nei suoi dintorni, sebbene sia necessaria la massima prudenza nell’accostarsi ai ruderi, visibilmente pericolanti (Fig. 7). L’aspetto dell’abitato antico e la forza d’impatto dell’inusuale apertura panoramica impreziosiscono e diversificano da tutti gli altri questo stralcio di territorio, mentre – e Craco ne è uno degli esempi più eclatanti – il fattore tanto temuto e sempre alla ribalta del rischio idrogeologico non è che un lato della medaglia.

Figura 8 – Modello schematico della frana di Craco. Il blocco franoso scivola lungo una superficie di scorrimento profonda (linea rossa). L’elevato spessore del blocco impedisce alle palificazioni di serrare la massa in movimento alla massa stabile (sotto la linea rossa). Per errori di valutazione, anche i muri di sostegno sono stati posti nel blocco in frana invece che al suo fronte, per fare da argine. Gli edifici del paese potrebbero crollare, dato che sono stati ruotati insieme a tutto il corpo franoso, a causa della forma ricurva della superficie di scorrimento (linea rossa).

Bibliografia BENTIVENGA M., PROSSER G., PRESTERA A., SABIA M. Assetto strutturale nella zona frontale di una catena recente: l’esempio di Craco. Atti del Convegno Conservazione e Valorizzazione del Patrimonio Geologico (Rionero in Vulture, 13-14 Aprile 2002). Geologia dell’Ambiente (Periodico della SIGEA) – supplemento al n. 1/2003, pp. 89-98. BENTIVENGA M., FORESI L., PRESTERA A., PROSSER G., SABIA M. Structural setting at the front of a thrust and fold belt: the Craco area (Southern Apennines, Italy). Boll. Soc. Geol. It., vol. 124 (2005), pp. 367-376.


“VIAGGIO NELLA LUCANIA DA SCOPRIRE” Percorsi geologici, paleontologici e paesaggistici In Basilicata Giuseppe Corrado, Andrea Giordano, Antonio Minervino Amodio

Dolomiti Lucane Nell’Appennino Lucano, nel cuore della Basilicata, si levano le Dolomiti Lucane, imponenti speroni rocciosi che dominano la parte centrale della Valle del Basento (fig. 1). Ricadenti nel Parco Regionale Gallipoli Cognato Piccole Dolomiti Lucane, queste spettacolari cime contrastano con il paesaggio circostante, che è invece caratterizzato da forme più dolci e arrotondate. Le rocce di questo complesso geologico si sono formate a partire da circa 15 milioni di anni fa (Miocene Medio-Superiore) in ambiente pelagico. Frane sottomarine di sabbie, ghiaie e fanghi (correnti di torbida) si dirigevano dalla piattaforma continentale verso il fondo di un bacino marino, fluendo lungo un pendio subacqueo, sotto la spinta della gravità (fig. 2). Quando il flusso perdeva energia, rilasciava il suo carico di materiale solido sospeso, dando origine a strati di arenarie, conglomerati e argilliti, sovrapposti e alternati tra loro (le rocce ricadenti in quest’area sono note ai geologi come Formazione del Flysch di Gorgoglione; fig. 3-4).

Fig. 2 (sopra e a destra)- Le correnti di torbida si originano in prossimità delle scarpate continentali, in ambiente di piattaforma. Grandi masse di sedimento, seguite da una nube in sospensione, scivolano lungo la scarpata continentale e si depongono sulla piana abissale con una sequenza tipica, denominata Sequenza di Bouma. Questa è divisa in cinque intervalli sovrapposti tra di loro come in figura. Questi 5 intervalli, dal basso verso l’alto, indicano una granulometria che va man mano diminuendo ed una velocità del flusso che si riduce progressivamente. Il risultato è un’organizzazione in lamine piuttosto che in un ammasso di tipo caotico.

5)Argilla 4)Silt a laminazione piano-parallela

3)Arenarie fini a laminazione incrociata da ripples 2)Arenarie medio-fini laminate

1)Arenaria grossolane gradate e massive

Fig. 1- Foto panoramica delle Dolomiti Lucane.

Dopo la deposizione, gli strati si sono trasformati in roccia sotto il loro stesso peso. Durante il sollevamento della Catena appenninica, sono gradualmente emersi dal mare, originando l’attuale conformazione geomorfologica dell’area. Le arenarie, nel corso dei millenni, sono state modellate dagli agenti erosivi, assumendo una morfologia simile a quella delle più note Dolomiti delle Alpi Orientali: pareti sub-verticali, caverne, torri e archi naturali. In realtà, nonostante la convergenza morfologica, le Dolomiti Lucane sono costituite da alternanze di strati argillosi e arenacei, e non da dolomia (carbonato doppio di calcio e magnesio). L’alternanza di materiale “tenero” (argilla) e materiale più refrattario all’erosione (arenaria), ha fatto sì che si formassero rilievi aspri, accostati a morfologie più dolci. Ciò ha reso le Dolomiti Lucane una delle note più eleganti del paesaggio che si estende nel cuore dell’Appennino Lucano. Il ritmo incessante delle stagioni ha plasmato incantevoli forme, tanto bizzarre quanto suggestive (fig.7), che hanno ispirato, nella fantasia popolare,anche similitudini con il mondo animale. Lo testimoniano certi toponimi assegnati alle guglie: Pietra del Corvo, Bocca del Leone, Becco della Civetta (fig. 5).

Fig. 3 (sopra)- Ripples da corrente, presenti nel terzo intervallo della sequenza di Bouma. I ripples sono delle strutture sedimentarie trattive, formatesi in seguito all’azione di correnti sottomarine. Essi sono utili per stabilire il verso delle paleocorrenti esistenti al momento della loro formazione.

Fig. 4- Clay chips. Si generano quando una corrente di torbida arriva su un fondale marino. La sua forza d’urto stacca pezzi di argilla, che vengono inglobati nel primo dei cinque intervalli che compongono la sequenza di Bouma. Il risultato è la presenza di materiale argilloso inserito all’interno di strati di materiale più duro (visibile nel riquadro in rosso).

Incastonati tra le rocce delle Dolomiti Lucane si ritrovano i suggestivi borghi di Castelmezzano e Pietrapertosa (fig. 6-9). Essi sono situati a circa 1000 metri di altitudine. In questi paesi si ha la possibilità di girare tra le abitazioni adagiate sulle rocce, e soprattutto di godersi lo splendido panorama circostante da una nuova visuale, insolita e ricca di emozione. Entrambi i comuni rientrano nella lista dei Borghi più belli d’Italia.

Fig. 5- Il Becco della Civetta: forma risultante dall’azione erosiva degli agenti atmosferici.

L’abitato di Pietrapertosa si presenta a forma di anfiteatro, protetto da rocce, contro le quali si infrangono i venti del nord, esponendola a sud. Questa è una traccia della presenza ellenica nel paese. Il quartiere più famoso e suggestivo è quello dell’Arabata. Esso è stato la roccaforte degli arabi durante la loro permanenza nel paese. Il quartiere era costituito da abitazioni in pietra, collegate da stradine ripide e tortuose, all’epoca percorribili soltanto con i muli. Oggi, a parte qualche rudere abbandonato, abitazioni di questo tipo non se ne conservano quasi più, ma la loro presenza dimostra l’adattamento e lo sfruttamento delle asperità morfologiche da parte degli antichi popoli: questi borghi erano delle roccaforti inespugnabili grazie alla loro posizione geografica strategica.

Anche Castelmezzano ha conservato l'originario impianto urbanistico medioevale, che risulta in un agglomerato concentrico di case arroccate su un versante roccioso, con i tetti in lastre di arenaria. Nel centro storico si può notare come la roccia sia parte integrante delle costruzioni. Intorno all’anno Mille i Normanni vi costruirono un castello. Di questo sono ancora visibili i resti delle mura e la gradinata, scavata nella roccia, che consentiva l’accesso al punto di vedetta più alto, da cui era possibile sorvegliare facilmente la Valle del Basento (fig. 8). E’ inoltre caratteristico l’ingresso in paese dalla galleria che fiancheggia la profonda gola, interposta tra i due borghi.

Fig. 6- Scorcio dell’abitato di Castelmezzano. Fig. 7 (a destra)- Esempio di forme alveolari. La loro formazione è dovuta alla forza erosiva del vento. Esso trasporta granuli di roccia e li scaglia contro le pareti rocciose. La diversa resistenza all’abrasione da parte delle diverse litologie danno vita a tali forme pittoresche negli ammassi rocciosi.

L’alternanza di creste e bassi morfologici è il presupposto per attrazioni molto particolari, come il volo dell’angelo: quasi 3 chilometri di cavi che collegano i due abitati, dove si scivola a 400 m di quota, protetti da una solida imbracatura, a 120 Km/h, dominando il paesaggio con una visuale unica. Il geosito delle Dolomiti Lucane esprime un fascino e una potenza di richiamo che difficilmente possono essere ignorati. L’efficacia attrattiva degli stessi borghi, vista la loro speciale cornice panoramica, dipende da come vengono messe in luce le ricchezze del paesaggio. I percorsi geoturistici, ad esempio, con sentieri innervati nel cuore delle montagne, bacheche e pannelli illustrati, incuriosiscono i visitatori e divulgano alla collettività i segreti di una straordinaria storia geologica: fonte di tanta bellezza e di altrettanta fortuna, per generazioni di popoli.

Bibliografia COLELLA A. (1979) – Medium-scale tractive bedforms and structures in Gorgoglione Flysch (Lower Miocene, Southern Appennines, ITALY). Boll. Soc. Geo. It.; (1979), 483-494, 7 ff.

Fig. 8- Gradinata stretta e ripida che conduceva al punto di vedetta piò alto.

Fig. 9- Il borgo di Pietrapertosa (foto di Sergio Longhitano).

CRISTELLI S. & LOLAICO F. (1988) – Provenienza e dispersione dei sedimenti nel Flysch di Gorgoglione (Langhiano-Tortoniano, Appennino Lucano): implicazioni sull'evoluzione delle mode detritiche arenacee nell'orogene sudappenninico. Me,. Soc. Geol. It 41 (1988), 809826, 8 ff.


“VIAGGIO NELLA LUCANIA DA SCOPRIRE” Percorsi geologici, paleontologici e paesaggistici in Basilicata Canio Loguercio

Il Monte Alpi Il Monte Alpi (Fig. 1) è ubicato nella Basilicata meridionale nei pressi dell'alta valle del fiume Sinni, quasi al confine con la Calabria. Isolato e distinto dal complesso del Pollino rappresenta una delle montagne più alte dell’Appennino lucano, arrivando fino ai 1900 metri. Dalla vetta del monte si possono osservare verso nord l'alta Val d'Agri (Fig.2), a sud il massiccio del Pollino (Fig.3) e in particolari condizioni anche la Sila, ad est il complesso sistema dei calanchi (Fig.4) che degradano verso la pianura metapontina e ad ovest la costa tirrenica lucana (Fig.5) e le principali vette del Cilento. Il massiccio ha da sempre destato molto interesse tra gli studiosi di Scienze della Natura per le caratteristiche geologiche, paleontologiche e naturalistiche che presenta. Fig. 1 – Panoramica del Monte Alpi

Il Monte Alpi rappresenta un isolato massiccio carbonatico a forma di cuneo che emerge bruscamente dai circostanti terreni sedimentari di origine più recente. Le rocce calcaree costituenti il monte sono principalmente databili al Mesozoico (250-65 milioni di anni) e al Miocene (235 milioni di anni fa).

Fig. 2 – Panoramica della Val d’Agri

Fig. 3 – Il Monte Pollino

Fig. 4 – Veduta del sistema calanchivo di Aliano

Fig. 5 – Panoramica della costa tirrenica lucana

Le formazioni rocciose che costituiscono l’Alpi si sono formate in un ambiente di piattaforma carbonatica (ambiente corrispondente agli attuali mari tropicali) e sono ricche di fossili quali: echinidi (ricci di mare), ostree e pecten (bivalvi), resti di alghe, microfossili apprezzabili solo al microscopio e numerosi resti di pesci (Fig.6 ). Il reperto fossile più spettacolare rinvenuto sul Monte Alpi (Fig.7) si trova in contrada Solarino, comune di Latronico, a 980 metri di quota su di una superficie di strato. Si tratta di un Istioforide fossile appartenete al genere Makaira (Fig.8) o più comunemente chiamato Marlin, conosciuto ai più come il famoso pesce protagonista del romanzo “Il vecchio e il mare” di Ernest Hemingway. Fig. 6 – Vertebre di pesci rinvenute sul Monte Alpi.

L’Istioforide rappresenta un reperto di eccezionale valore: un pesce vela vissuto nel mare miocenico oltre dieci milioni di anni fa. Il fossile si sviluppa in senso antero-posteriore per circa 2.35 metri e in senso dorso-ventrale per circa 95 centimetri. La regione cefalica è schiacciata, le vertebre sono in posizione anatomica e la regione caudale si presenta con la pinna superiore ispessita (Fig. 9 a, b, c). L’eccezionalità di questo fossile però, potrebbe essere perduta poiché il degrado provocato dalle acque dilavanti diventa sempre più cospicuo. Fig. 7 – Il Monte Alpi al tramonto.

Fig. 8 – Raffigurazione del genere Makaira.

Il comune di Latronico (Fig.10), ubicato alle pendici del Monte, è un importante centro urbano famoso per le sorgenti idrotermali, meta di numerosi turisti in cerca di pace, tranquillità e relax. Le virtù terapeutiche di queste acque, molto probabilmente, erano note fin dalla preistoria. Le ricerche archeologiche condotte nei primi anni del 1900 hanno portato alla luce nelle grotte di Calda, nelle immediate vicinanze delle sorgenti, reperti archeologici attestanti un periodo di frequentazione che va dalla fine del Paleolitico sino all'Età del Bronzo. In particolare si sono rinvenuti Stipi votive, considerate dagli studiosi depositi sacri connessi con il “culto delle acque salutari”.

Fig. 9a – Foto del Pesce Vela fossile. In rosso è tracciata la sagoma dello scheletro che a causa del cattivo stato di conservazione risulta poco visibile.

Fig. 9b – Ricostruzione grafica del fossile del Pesce Vela rinvenuto sul Monte Alpi. (E. Cravero).

Fig. 10 – Panoramica invernale dell’abitato di Latronico.

Le acque delle sorgenti hanno una temperatura che si aggira intorno ai 22°C, con variazioni stagionali trascurabili. Principalmente si tratta di acque solfuree e bicarbonato-calciche.

Fig. 9c – Ricostruzione grafica del Pesce Vela: genere Makaira.

Bibliografia essenziale

Foto panoramiche del Monte Alpi.

• CRAVERO E. (1998) – Ricerca e valorizzazione di beni culturali naturalistici nella Basilicata meridionale. Basilicata Regione Notizie. La Ricerca in Basilicata, Vol. 2, 347-354. • CRAVERO E. , CONTE M. & RINELLI G. (1996) – Livelli a vertebrati fossili nella Valle del Mercure. VI Conferenza Scientifica sulle attività dei Dipartimenti Università Federico II di Napoli; • Ortolani F. & Torre M. (1971) - Il Monte Alpi (Lucania) nella paleogeografia dell'Appennino meridionale. Boll. Soc. Geol. It., 90, 213-248. • SGROSSO I. (1988) – Nuovi dati biostratigrafici sul Miocene del M.Alpi (Lucania) e conseguenti ipotesi paleogeografiche. Mem. Soc. Geol. It., 41, 343-351. • TADDEI A. & SIANO M.G. (1992) - Analisi biostratigrafica e considerazioni paleoecologiche sulla successione neogenica del Monte Alpi (Lucania). Boll. Soc. Geol. It., 111, pag 255-272. • VINCI G. (1993) – Osservazioni geologico-strutturali nell'area di Monte Alpi (Lucania). Boll. Soc. Geol. It., 112, 103-113.


“VIAGGIO NELLA LUCANIA DA SCOPRIRE” Percorsi geologici, paleontologici e paesaggistici in Basilicata Canio Loguercio

La Basilicata Tirrenica: Maratea e il Lagonegrese «Forse in Italia non c'è paesaggio e panorama più superbi». Così Indro Montanelli descriveva la costa marateota (Fig. 1) nel 1957 in un articolo del Corriere della Sera e, d’altronde, non poteva essere diversamente. La costa tirrenica lucana ed il suo entroterra sono rappresentati dagli abitati di Maratea, Lagonegro, Nemoli, Trecchina , Rivello e Lauria; borghi antichi immersi nella natura, ricchi di storia e arte . In questo contesto geografico è possibile osservare differenti aree caratterizzate da una geologia spettacolare, da reperti paleontologici di estremo valore e da un paesaggio tra i più belli dell’intera Basilicata. Dal punto di vista geologico i terreni che caratterizzano quest’area sono prevalentemente di natura carbonatica e argillosa formatisi principalmente durante il Mesozoico (250-65 milioni di anni fa) in differenti contesti ambientali: piattaforme carbonatiche e bacini marini profondi. La costa marateota, è costituita da versanti calcarei molto ripidi, le cui cime principali sono rappresentate dal Monte Crivo (1228 m), Monte Cerreta (1083 m), dal Monte Coccovello (1505 m) e dal Monte San Biagio (644 m)su cui sorge la famosa statua del Redentore (Fig. 2).

Fig. 1 – Panoramica della Costa Marateota

Fig. 2 – Statua del Redentore sul Monte S.Biagio.

Nei pressi della linea di costa, in località Acquafredda di Maratea e sul Monte Coccovello si rinvengono, nelle rocce carbonatiche di età cretacea (140-65 milioni di anni fa), associazioni fossili a Rudiste (parenti delle attuali cozze Fig. 3), Gasteropodi marini e Foraminiferi (organismi marini microscopici dalle molteplici forme Fig. 4, molto importanti per le ricostruzioni paleoambientali). Ma la vera sorpresa di questo tratto di costa tirrenica lucana, è il ritrovamento, presso la Grotta di Timpa Tenaglia (Fig.5) in zona Marina di Maratea, di un’associazione fossile a vertebrati risalente al tardo Pleistocene (circa 100.000 anni fa), costituita principalmente da Cervi, Stambecchi, Rinoceronti, Orsi, Buoi, Elefanti, Cinghiali, Pantere e Iene. Durante il Pleistocene superiore il paleoclima della Basilicata era ben diverso dall’attuale. In questo periodo, infatti, si verificarono importanti variazioni climatiche, periodi glaciali alternati a periodi a clima più mite, che influenzarono significativamente la composizione della fauna, non solo a livello locale.

Fig. 3 – Panoramica del Monte Coccovello

Fig. 3– Associazione di Rudiste e Coralli in posizione di vita. Le Rudiste e le Nerinee si estinsero alla fine del Cretaceo, circa 65 milioni di anni fa, assieme ad altri organismi come i Dinosauri e le Ammoniti in seguito a drastici cambiamenti ambientali (da Schumann & Steuber 1997).

Fig. 4 – Fotografia al microscopio elettronico delle varie forme morfologiche dei Foraminiferi.

Il riconoscimento di Elephas antiquus (elefante antico Fig. 6) e di Stephanorhinus kirchbergensis (un rinoceronte massiccio Fig. 7) tra i resti fossili, ha permesso di ricostruire un paleoambiente di tipo forestale con spazi aperti e a luoghi, zone particolarmente scoscese (Fig. 8), caratterizzate da un clima temperato con puntate fredde.

Fig. 5 – Grotta di Timpa Tenaglia presso Marina di Maratea. Le grotte, come nel caso di Timpa Tenaglia, rappresentano un luogo di fossilizzazione ideale in quanto possono fungere da trappole paleontologiche naturali per gli animali che accidentalmente vi cadono o anche come rifugio invernale. Sono ampiamente documentati, infatti, casi in cui la morte sopraggiungeva durante il letargo.

Fig. 6 – Elefanti del Plio-Pleistocene. Da sinistra a destra: Mammuthus meridionalis, Elephas antiquus, Mammuthus primigenius (da AUGUSTI & ANTON, 1997)

Fig. 7 – Ricostruzione di Stephanorhinus kirchbergensis, grande rinoceronte pleistocenico.

Fig. 8 – Ricostruzione paleoambientale dell’area di Maratea durante il Pleistocene superiore.

All’irrigidirsi delle condizioni climatiche, in corrispondenza dell’ultima grande glaciazione, nota con il nome di Würm, la componente faunistica temperato calda subì una drastica riduzione, con la progressiva scomparsa dell'elefante antico e del rinoceronte. Nelle fasi più fredde, il territorio marateota vide il diffondersi di diversi esemplari di Capra ibex (Fig. 9) e Megaloceros giganteus (Fig. 10) che, in seguito all’abbassamento dei limiti altimetrici della flora appenninica dovuta all’irrigidirsi delle condizioni climatiche, dai rilievi si spinsero fino alle zone di pianura. I climi particolarmente rigidi dell’ultimo grande periodo glaciale, hanno sicuramente interessato la Basilicata e il territorio di Maratea e del Lagonegrese. Ciò è confermato non solo dal ritrovamento di specie faunistiche fredde ma anche dall’individuazione, in Appennino meridionale, di morfologie riferibili ad ambienti periglaciali, come ad esempio in prossimità del fiume Noce, sul massiccio del Pollino o sul monte Sirino (Fig. 11), o ancora laghi di origine glaciale come il lago Laudemio (Fig. 12) e il lago Zapano sempre nel comprensorio del monte Sirino-Papa.

Fig. 9 – Capra ibex

Fig. 10 – Ricostruzione di Megaloceros giganteus. E’ possibile osservare le grandi dimensioni di questo animale in rapporto a quelle dell’uomo.

Fig. 12 – Lago Laudemio

Fig. 11 – Circo glaciale sul Monte Sirino.

Bibliografia essenziale

Di differente origine è invece il Lago Sirino (Fig. 13), a pochi chilometri dall’abitato di Nemoli. Posto alle pendici del monte omonimo (Monte Sirino, 1907 m), questo lago di colore verde-azzurro che regala momenti di pace e tranquillità, rappresenta un tipico lago di sbarramento di un corso d’acqua dovuto a movimenti franosi di grandi dimensioni.

Fig. 13 – Panoramica del Lago Sirino

• AGUSTI A. & ANTON M. (1997) – Memoria de la Terra. Editions de Serbal, Barcelona: 1-159 • BARBERA C., BILLIA E., CANDELORO M., PETRONIO C., VIRGILI A., VOLTAGGIO M. & ZARLENGA F. (1995) – Pleistocene fauna from Grotta Lina (Marina di Maratea, Southern Italy): stratigraphical, palaeoecological and geochronological implications. Boll. Soc. Paleont. It., 34, 341-350. • BOENZI F. & PALMENTOLA G. (1971) – Tracce della glaciazione Würmiana sul Massiccio del Pollino al confine calabro-lucano, Boll. Soc. Geol. It., 90, 139-150. • CAROBENE L. & DAI PRA G. (1991) – Genesis, chronology and tectonics of the Quaternary marine terraces of the Tyrrhenian coast of northern Calabria (Italy). Their correlation with climatic variations. Il Quaternario, 3, 75-94. • MELORO C., RAIA P. & BARBERA C. (2006) – Grotta Milano: una trappola per carnivori sui Monti Alburni. L’Appennino Meridionale, 3, 71-79. • NIOLA B. (1996) – Il lago Laudemio e il massiccio del Sirino-Papa. Regione Basilicata Notizie, 5, 123-126. • PALOMBO M.R. & FERRETTI M.P. (2005) – Elephant fossil record from Italy: knowledge, problems, and perspectives. Quaternary International, 126, 107-136. • SANTANGELO N. (1991) – Evoluzione stratigrafica, geomorfologica e neotettonica di alcuni bacini lacustri del confine campano lucano (Italia meridionale) – Tesi di Dottorato in Geologia del Sedimentario, pp. 108. Università degli Studi “Federico II” di Napoli. • SCHUMANN, D. & STEUBER, T. (1997) –Rudisten - Erfolgreiche Siedler und Riffbauer der Kreide-Zeit. Kleine Senckenbergreihe. 24: 117-122, 5 figs


“VIAGGIO NELLA LUCANIA DA SCOPRIRE” Percorsi geologici, paleontologici e paesaggistici In Basilicata Agnese Emanuela Bonomo, Canio Loguercio & Valentina Santarsiero

Matera: tra Storia e Natura

Matera (Fig.1), la città coacervo di arte, archeologia e modernità, ha avuto una lunga e particolare storia geologica iniziata circa 250 milioni di anni fa quando un’ampia parte dell’Italia Meridionale era ricoperta dall’Oceano della Tetide. Nel corso del tempo, fino a circa 1 milione di anni fa il territorio materano vide il susseguirsi di periodi di sommersione ed emersione a causa di eventi tettonici e variazioni del livello del mare (Fig.2).

Fig.1 Veduta panoramica di Matera

Durante i periodi di sommersione si sono accumulati sedimenti che hanno poi dato origine alle rocce che oggi caratterizzano il territorio: principalmente carbonati e successivamente argille e sabbie. Nel corso dei periodi di emersione, invece, le superfici si sono modellate a causa dei fenomeni erosivi da parte delle acque superficiali, dando luogo alla tipica morfologia carsica e alla formazione di particolari solchi nelle rocce calcaree che, se incise in modo consistente, generano, talvolta, grandi forre o Gravine (Fig.3). La Gravina di Matera nasce dalla confluenza nei pressi della città dei torrenti Gravina di Matera e Jesce.

Fig.2 Evoluzione dell'arcipelago paleomurgiano e della Fossa Bradanica (Da Tropeano 2003). Fig .3 Gravina Materana

L’effetto visivo è di particolare suggestione: si presenta come una profonda incisione dalle pareti scoscese, alta decine di metri dal fondo valle e lungo la quale è possibile osservare la successione delle rocce formatesi durante l’evoluzione geologica dell’area. Matera sorge lungo il versante destro della Gravina, zona in cui vi è abbondanza di rocce calcaree, note più comunemente come “Tufo” (sebbene da un punto di vista geologico il tufo è una roccia leggera e porosa ma di origine vulcanica) nelle quali si sono sviluppati i primi insediamenti umani. Le rocce calcaree affioranti nell’area materana hanno la caratteristica di essere facilmente lavorabili e scarsamente permeabili, qualità che nel corso dei secoli ha consentito la realizzazione di cisterne per la conservazione dell’acqua (Fig.4). L’ampia diffusione degli insediamenti umani ha portato alla formazione dei famosi “Sassi di Matera” (abitazioni scavate nella roccia, Fig.5) la cui origine si può collocare già nel Neolitico, come testimoniano i reperti preistorici rinvenuti. Passeggiando tra vicoli dei due rioni storici (Sasso Caveoso e Sasso Barisano, Fig.6 e 7), che costituiscono i “Sassi”, sono visibili le varie costruzioni che scandiscono i secoli a partire dalle caverne neolitiche fino ad arrivare alle più recenti costruzioni parte in “tufo” e parte in muratura.

Fig.4 - Cisterna per la raccolta dell’acqua meteorica situata in Murgia Timone. Fig.5 – Dettaglio dei Sassi in cui è possibile osservare, su più livelli, numerosi ingressi, circondati da archi costruiti in parte con il materiale di risulta degli scavi . Fig.7 - Sasso Barisano: costruito in roccia e muratura.

Fig.6 – Sasso Caveoso: costruito interamente in roccia

I “Sassi”, unici in Europa, sono stati dichiarati nel 1993 Patrimonio Mondiale dell’UNESCO e rappresentano un geosito di inestimabile valore. Si sviluppano a gironi (ecco perché spesso si è parlato di “inferno dantesco”, Fig.8) con strade e case che digradano verso i “graviglioni” (fossati collettori delle acque). Inoltre, le abitazioni dei “Sassi” sono note come abitazioni monacensi, infatti tra l’VIII e il XIII secolo, durante la persecuzione iniziata con Leone l’Isaurico, Matera divenne il rifugio di numerosi gruppi di monaci. Da qui il nascere di numerose chiese rupestri (Fig.9, 10 e 11) situate principalmente nel Sasso Caveoso anche se le più caratteristiche le ritroviamo in uno scarno e suggestivo scenario, quale quello di Murgia Timone (Fig.12). Sono all’incirca 120, e molte di queste presentano caratteristiche architettoniche appartenenti a diverse epoche.

Fig.8 – Dettaglio della struttura a gironi dei Sassi.

Fig.9 – Panoramica delle Chiese rupestri.

Fig.10 – Dettaglio del Parco Archeologico StoricoNaturale delle Chiese Rupestri del Materano.

Fig. 11 – Chiese Rupestri in località Madonna delle Vergini.

Fig.12 - Villaggio Neolitico nei pressi di Murgia Timone.

Con l’espandersi della città numerosi gruppi di contadini che lavoravano i terreni circostanti poco a poco si appropriarono completamente degli antichi rioni che subirono alcune trasformazioni; molte chiese rupestri, ad esempio, furono adibite a stalle e case private. L’insieme paesaggistico, architettonico e artistico è eccezionale; una scenografia particolare spesso utilizzata come set cinematografico: “Il Vangelo secondo Matteo”, il “King David” e “The Passion”. Un fascino selvaggio e primitivo, quello dei Sassi, nel “mito” di una città astorica che ci da il senso pieno della storia, dagli uomini primitivi, ai monaci, al Rinascimento, al Barocco ai giorni nostri. L’area materana oltre ad essere conosciuta ed apprezzata in tutto il Mondo per le sue bellezze architettoniche e artistiche può essere considerata anche come un libro di storia naturale a cielo aperto. In nessun altro luogo della Basilicata, infatti, è possibile osservare un gran numero di reperti fossili appartenenti a periodi geologici diversi e a diversi phyla zoologici. Le testimonianze fossili più antiche, rinvenibili nelle profonde insenature della Gravina materana, risalgono al Cretaceo superiore (circa 80-65 milioni di anni fa) con le Rudiste (Fig. 13), invertebrati marini che vivevano a diretto contatto col fondale, estinte assieme ai Dinosauri circa 65 milioni di anni fa. Le testimonianze paleontologiche più “recenti”, rinvenute non solo nei pressi dell’abitato di Matera (Grotta dei Pipistrelli,fig. 14-15, diga di San Giuliano fig. 16, Murgia Timone, fig.12) ma anche in provincia, principalmente nei pressi di Policoro, Pisticci e Bernalda, risalgono ad un periodo compreso tra il Pliocene superiore ed il Pleistocene superiore (intervallo compreso circa tra i 2.5 milioni di anni fa e 10.000 anni fa). Si tratta di resti fossili riferibili a differenti classi tassonomiche: Pesci, Mammiferi, Antozoi (Coralli), Bivalvi, Cefalopodi e Gasteropordi, solo per citarne alcuni.

Fig.13 - Rudiste in posizione di vita.

Fig.14 - Ingresso della Grotta dei Pipistrelli.

Fig.15 - Interno della Grotta dei Pipistrelli.

Tra l’ittiofauna si riconoscono resti di numerosi pesci, vertebre caudali e cervicali di una specie di tonno e numerose vertebre probabilmente attribuibili a delfini. Ma l’esemplare più spettacolare relativo all’ittiofauna è la Balena “Giuliana” (Fig.17): una balena vissuta circa un milione di anni fa e ribattezzata Giuliana per il luogo della scoperta (diga di San Giuliano nei pressi di Matera). Si tratta di un misticeto, un cetaceo senza denti, in grado di nutrirsi grazie ai fanoni, laminette cornee infisse nella mascella superiore che consentono di trattenere il cibo contenuto nell’acqua marina (piccoli pesci e plancton). Tra i vertebrati fossili terrestri si riconoscono principalmente esemplari di Elefanti (zanne dell’Elephas antiquus si sono rinvenute tra Pisticci e Bernalda), Iene, Orsi, Cervi, Istrici e Stambecchi, i cui resti fossili sono oggi conservati presso il Museo Nazionale “D. Ridola” di Matera. Fig.17 – Vertebre della Balena “Giuliana”. Foto di Antonio Ferrante.

Fig.16 - Panoramica della Diga di San Giuliano.

Bibliografia essenziale •COSENTINO M. (2010) – Il patrimonio geopaleontologico ed antropologico dell’area materana: conoscenze e valorizzazione dei siti di notevole interesse. Tesi di Laurea in Operatore dei Beni Culturali, Facoltà di Lettere e Filosofia, Università degli Studi della Basilicata. •SDAO F., R., PASCALE S. & RUTIGLIANO P. (2008) – Instabilità dei versanti e controllo, mediante tecniche integrate di monitoraggio, delle frane presenti in due siti sacri del Parco Archeologico Storico Naturale delle Chiese Rupestri di Matera. Studi e ricerche della Scuola di Specializzazione in Archeologia di Matera (9,2008), Università degli Studi della Basilicata. •SDAO F., FRANCIOSO R., PASCALE S. RUTIGLIANO P. & VESPE F. (2004) – Pericolosità geomorfologica e monitoraggio dei movimenti di massa presenti in aree del Parco Archeologico Storico Naturale delle Chiese Rupestri del Materano, in Basilicata. Atti del Dipartimento di Strutture, Geotecnica, Geologia Applicata all'Ingegneria, Università degli Studi della Basilicata, n. 2, 32 pp. 22 ff., Lamisco Spes, Potenza. •TROPEANO M. (2003) – Matera: una serie di geositi urbani o una città geosito? Geologia dell’Ambiente suppl. al n. 1/2003, pp. 231-238. • TROPEANO M. (2003) – Il parco Archeologico, Storico, Naturale delle Chiese Rupestri del Materano. (Un ricco parco geologico regionale in Basilicata). Geologia dell’Ambiente, suppl. al n. 1/2003, pp.239-254.


“VIAGGIO NELLA LUCANIA DA SCOPRIRE” Percorsi geologici, paleontologici e paesaggistici In Basilicata Alessandro Bardi & Marina Pierro

Il Massiccio del Pollino

Serra del Prete (2181m) M. Pollino (2248m) Serra Dolcedorme (2267m)

Fig. 1 – Vista da SE delle principali vette del Massiccio del Pollino con relative quote.

Nel cuore del territorio sud – occidentale lucano si erge, creando un confine naturale con la vicina Calabria, il Massiccio del Pollino. La maestosa Catena - costituita dalle vette più alte dell’Appennino meridionale, quali la Serra Dolcedorme (2267 m), il Monte Pollino (2248 m), la Serra del Prete (2181m), la Serra delle Ciavole (2127 m) e la Serra di Crispo (2053 m) - definisce la più estesa area protetta del territorio italiano. Cime innevate delimitate da ripidi versanti, sconfinate valli situate a diversa quota, fitti boschi habitat per un gran numero di specie animali e per moltissime varietà di specie vegetali. Sorgenti, fiumi e torrenti come il Frido, il Sinni, il Sarmento e il Peschiera - le cui acque scorrono precipitando in gole strettissime o allargandosi in ampie e bianche pietraie - dominano il territorio lasciando agli occhi una sensazione di mirabile visione (Fig. 2). Fig. 2 – Particolare del fiume Frido.

Un fascino, costruito da secoli di cambiamenti ed eventi geologici, e la presenza di particolari forme rocciose, hanno accresciuto la forza suggestiva di uno scenario naturale tra i più incantevoli della Catena appenninica meridionale. Le rocce sedimentarie che attualmente costituiscono l’impalcatura dell’intero Massiccio sono di natura calcareo – dolomitica. Esse testimoniano la presenza di un mare, la “Tetide”, che 200 maf (milioni di anni fa) si apriva a causa della divisione in placche della Pangea (l’unico continente). Sui fondali si depositavano grandi quantità di resti scheletrici di organismi marini che il tempo ha trasformato nelle rocce che oggi ammiriamo. La separazione tra le placche avanzava, e i fondali della Tetide furono interessati da enormi e profonde spaccature, dalle quali risalivano abbondanti quantità di magma. A contatto con l’ acqua marina, le lave si raffreddavano velocemente, dando origine alla tipica forma a cuscino (da qui il nome di “pillow lava”, Fig. 3). Formazioni del genere, per la loro rarità e soprattutto per la loro buona conservazione, sono il fulcro di una storia, quella del Pollino, che lo rende unico nel suo genere e che permettono di attribuirgli una rilevanza mondiale. Tutt’oggi è possibile osservare queste rocce laviche nei pressi di “Timpa delle Murge”, nel territorio di Terranova del Pollino.

Fig. 3 – Raffigurazione molto semplice della storia geologica del massiccio del Pollino, attraverso due fasi principali, ossia l’apertura e la chiusura dell’oceano Tetide.

A Frattura lungo cui risale il magma. Dorsale

Risalita del magma dal mantello che riscalda la crosta e la espande, formando una dorsale nel fondo dell’oceano.

B

Massiccio del Pollino

Ofioliti: frammenti dell’antico fondale

Una roccia può piegarsi ? Vedendo le montagne che ci circondano, i ciottoli di un fiume o un pavimento in marmo immaginiamo che il loro aspetto e la loro durezza siano immutabili; non è certo intuitivo pensare che, cinquanta milioni di anni fa, una vetta sia stata una distesa fangosa e un blocco di marmo potesse essere fluido e plastico. Anche un occhio non esperto può accorgersi che le rocce nelle foto qui al lato sembrano ondulate, piegate… e in effetti lo sono! Il processo che ha portato a questo risultato è raffigurato nello schema di Fig. 5: allo stadio iniziale (1) la nostra roccia è indisturbata; successivamente particolari condizioni chimico – fisiche la rendono “morbida” ed una forza che la comprime pian piano la piega (2); queste condizioni nel tempo portano allo stadio finale (3) in cui la nostra montagna o il piccolo strato di materiale sono completamente deformati assumendo la struttura caratteristica di una piega. Si può simulare questo processo provando a spingere gradualmente un tappeto da un bordo mantenendo fermo l’altro. L’area del confine calabro – lucano è particolarmente caratterizzata da queste strutture, dalla scala dei millimetri fino a quella dei chilometri, prova delle incredibili forze che anno agito e che tuttora agiscono!

 Nello schema A, due placche si allontanano (frecce azzurre), separate per mezzo di una grande frattura lungo cui il magma risale e si deposita sul fondale marino sottoforma di “cuscini” (pillow lavas). Nel punto in cui le placche si allontanano, ci si aspetterebbe una linea di separazione depressa, invece di una dorsale, anche perché lungo i bordi le placche sono più sottili. L’esistenza della dorsale si spiega grazie alla risalita del magma dal mantello, il quale riscalda la crosta e la rigonfia (espansione termica). Un esempio attuale di dorsale oceanica è fornito dalla catena di monti sottomarini allineati per migliaia di chilometri, nel mezzo dell’Oceano Atlantico (dorsale medioatlantica); la spaccatura che si apre al centro delle montagne erutta lava che, solidificandosi, forma nuovo fondale in continua espansione (alcuni centimetri all’anno).  Nello schema B, il fenomeno si inverte. Le due placche si riavvicinano, sotto la spinta di imponenti forze che agiscono nella crosta e nel mantello. La placca A e la placca B quindi entrano in collisione: un fenomeno lento ma inarrestabile e duraturo nel tempo geologico. Una placca si sovrappone all’altra e si forma una cresta che emerge dal mare. Nasce una catena montuosa. Naturalmente tutte le rocce formate quando l’oceano era in apertura (schema precedente) vengono compresse, frantumate e sollevate insieme al resto della catena montuosa nascitura, assumendo così la denominazione di ofioliti. Le ofioliti indicano sia magmi del mantello, solidificati prima di raggiungere la superficie dell’antico fondale, sia le già citate lave a cuscino, ma anche gli strati di rocce sedimentarie che ammantavano il fondale, ricoprendo tutte le emissioni vulcaniche sottomarine. Oggi si osservano a circa un migliaio di metri di altitudine. Un tempo giacevano nelle oscure e inospitali profondità del mare.

1

2

3

Fig. 5 – Formazione schematica di una piega.

Fig. 4 – Lave a pillow (in evidenza alcuni “cuscini”). Queste morfologie nascono a causa della forte pressione e del raffreddamento veloce che il magma subisce quando viene emesso a grandi profondità, sotto il livello del mare.

In seguito (circa 35 maf) le due placche, africana ed europea, dopo essersi allontanate, cominciarono a riavvicinarsi e a richiudere i fondali della Tetide. Le rocce, vulcaniche e sedimentarie, si accavallavano, si sollevavano e raggiungevano lentamente le quote attuali. La collisione delle placche diede vita prima alle Alpi e poi, circa 24 mln di anni fa, alla catena appenninica, quindi al Pollino. Infine 5 mln di anni fa, l’intera area del Massiccio subì un parziale sprofondamento grazie alla formazione di faglie (fratture lungo cui si ha movimento delle parti separate), che ribassavano grossi blocchi di roccia. Tali movimenti generarono rilievi e valli, di cui la Valle del Mercure, con un’estensione di circa 80 kmq e un tempo ospitante un grande lago, è una diretta testimonianza. Andò così delineandosi l’attuale forma del Massiccio, ulteriormente segnata da altri eventi naturali, prima fra i quali l’azione erosiva delle acque che, sulle rocce calcaree, hanno generato fenomeni carsici di superficie come pianori e doline. Inoltre questo processo erosivo, incidendo a fondo le rocce dure dei rilievi, ha dato origine a spettacolari gole e canyons, i quali non possono che aggiungere al sito stupore incantevole. In periodi relativamente più recenti, risalenti a circa 12 mila anni fa, durante l’ultima glaciazione, l’azione erosiva dei ghiacciai ha ulteriormente modificato la morfologia del territorio. A testimonianza di ciò nel versante settentrionale del M. Pollino, sono visibili i circhi glaciali, formatisi dall’accumulo di grosse quantità di ghiaccio, e i depositi morenici dovuti al trasporto di rocce e detriti che la lenta fase di ritiro dei ghiacciai ha comportato. Il Massiccio del Pollino, dunque, resta un luogo incantevole, che attrae non soltanto per la sua genesi, ma anche per la sua pura maestosità con la quale governa sulle valli circostanti, e incuriosisce per la sua congiunzione con una terra, la Calabria, così diversa dall’intero Appennino.


“VIAGGIO NELLA LUCANIA DA SCOPRIRE” Percorsi geologici, paleontologici e paesaggistici in Basilicata Canio Loguercio

La Val d’Agri: Terra delle Meraviglie La Val d’Agri (Fig.1), dal nome del fiume che l’attraversa, è una depressione intramontana di origine tettonica, ubicata in Basilicata occidentale. Fascia lunga e stretta, la Val d’Agri si estende dal confine meridionale della Valle del Melandro (area di Brienza, Sasso di Castalda, Satriano, ecc.) fino alla costa ionica lucana ed è bordata ad ovest dai Monti della Maddalena, che ne segnano il confine con il Vallo di Diano e ad est dai monti Volturino, Madonna di Viggiano e S.Enoc, che la separano dal Bacino di Calvello. Ricca di risorse naturali e paesaggistiche, la Val d’Agri rappresenta una delle zone più importanti della regione, tanto da essere considerata, un po’ fantasiosamente, il Texas del sud Italia, per via dei giacimenti petroliferi che in essa si trovano (Fig. 2). L’origine di questo ampio bacino è legata a strutture tettoniche complesse che si sono attivate durante il Pleistocene (circa 1.8 milioni-10.000 anni fa), con differenti cinematiche, che hanno condizionato fortemente l’evoluzione morfologica di questa ampia porzione della Basilicata. Da un punto di vista geologico e paesaggistico, rivestono notevole importanza i monti che bordano la valle soprattutto nella porzione alta e media.

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Fig. 2 – Il petrolio è composto da una miscela di idrocarburi, composti chimici formati esclusivamente da carbonio e idrogeno che derivano dalla fossilizzazione di sostanze organiche animali e vegetali. Che si accumulano nel sottosuolo per milioni di anni all’interno di rocce sedimentarie. La sua utilizzazione pratica è antichissima e per vari secoli fu usato come impermeabilizzante e legante. Ai giorni nostri, il suo impiego è vastissimo, basti pensare ai carburanti che muovono le nostre macchine, oppure alla plastica con cui sono realizzati la maggior parte degli oggetti che utilizziamo quotidianamente. L'obiettivo principale della ricerca del petrolio è la localizzazione del giacimento, ossia di un volume circoscritto del sottosuolo, dove il petrolio possa essersi accumulato e conservato nel corso dei tempi geologici. L’Italia è il quarto paese europeo per produzione di petrolio e gas naturale. In particolare il giacimento continentale più grande d’Europa è localizzato in Val d’Agri.

Fig. 1– Panoramica della Val d’Agri

In particolare, nell’alta Val d’Agri è possibile ammirare, in località Pietra Maura (Fig.3), ad alcuni chilometri da Marsico Nuovo, alcune delle rocce più antiche della Basilicata risalenti cioè al Triassico (250-210 milioni di anni fa). La genesi di queste rocce, principalmente calcari e argilliti, può essere ricondotta ad ambienti marini poco profondi e molto diversificati tra loro, in cui pros in cui prosperavano scogliere a coralli, molluschi e brachiopodi (invertebrati marini composti da due valve; Fig.4). Non di rado, infatti, è possibile ritrovare resti fossilizzati di questi organismi tra le rocce. Rocce modellate da processi naturali (azione dei corsi d’acqua, del vento, del ghiaccio, ecc.) nel corso del tempo geologico che hanno contribuito a formare spettacolari pinnacoli e guglie, noti soprattutto agli appassionati di arrampicate.

Fig. 3– Morfologie pinnacolari in località Pietra Maura, nei pressi dell’abitato di Marsico Nuovo.

Fig. 4– Fossili di Brachiopodi rinvenuti in località Pietra Maura.

Più a sud, ubicato ad est della valle, si erge imponente il Monte Volturino (1.836 m s.l.m. Fig. 5), caratterizzato da rocce di diversa natura (carbonati, selci, marne, argilliti, ecc.) depositatesi in un bacino marino molto profondo, fin anche ai 3.000 m, denominato Bacino di Lagonegro, i cui sedimenti hanno un’età compresa tra il Triassico e il Cretaceo inferiore (circa 250 -120 milioni di anni fa). Su questo monte l’orogenesi, (dal greco: oros = montagna e ghenesis = origine), ha dato luogo ad una delle pieghe (Fig. 5) più spettacolari dell’intera regione, a testimonianza delle intense forze tettoniche che agiscono sul territorio. Il Volturino è, inoltre, meta di numerosi appassionati di sport invernali, grazie alla presenza di piste da sci e di impianti di risalita.

Sempre ad est della valle, è possibile immergersi in uno dei luoghi può significativi della Basilicata sotto l’aspetto geologico, paleontologico, paesaggistico e artistico-storico: il Monte Madonna di Viggiano (1.725 m s.l.m. Fig.6). Il rilievo è costituito da rocce calcaree formatesi in un ambiente di piattaforma carbonatica, caratterizzato cioè da climi caldi e acque marine poco profonde, in cui il ruolo degli organismi, principalmente coralli e molluschi, è fondamentale per lo sviluppo delle piattaforme stesse. Un esempio attuale di questo tipo di ambiente è rappresentato dalle Bahamas. Sulla vetta del monte si osservano numerosi molluschi fossili risalenti al Cretaceo medio (circa 95 milioni di anni fa) rappresentati da Rudiste (Fig. 7, “parenti” delle attuali cozze) e Nerinee (Fig. 8, gasteropodi marini), che popolavano le basse acque delle piattaforme carbonatiche, tanto da creare scogliere più o meno spesse. Sulla vetta del monte sorge il Santuario della Madonna Nera di Viggiano (Fig. 9), eretto, presumibilmente nel XIV secolo, nel luogo dove la leggenda vuole sia stato ritrovato il simulacro della Madonna.

Fig. 5– Panoramica del Monte Volturino in cui è possibile osservare le pieghe nelle formazioni rocciose dovute alle intense forze tettoniche che hanno agito sul territorio.

Disegno di José Áureo

Fig. 6– Panoramica della vetta del Monte Madonna di Viggiano.

Fig. 7 – Associazione a Rudiste, organismi marini estinti alla fine del Cretaceo (circa 65 milioni di anni fa).

Procedendo verso sud, sul lato occidentale della valle, è possibile sostare presso il belvedere di Grumento Nova, dal quale si può godere del magnifico panorama vallivo. Sempre a Grumento, il Museo Archeologico Nazionale dell’Alta Val d’Agri oltre ad esporre le testimonianze archeologiche rinvenute nella valle, mostra reperti fossili riferibili ad un passato lontano, a partire dal Pleistocene medio (circa che 120.000 anni fa), quando questa zona della Basilicata era caratterizzata da un ambiente lacustre e da una fauna a grandi mammiferi come Cervi, Suini ed Elefanti (Fig. 10); questi ultimi furono per molto tempo attribuiti dalla tradizione popolare, agli elefanti dell’esercito di Annibale periti nella battaglia combattuta tra Cartaginesi e Romani nel 215 a.C.

Fig. 8– Esemplare fossilizzato di una Nerinea (Cosmannea annulata) rinvenuta sul Monte Madonna di Viggiano.

Nei presso dell’abitato di Montemurro, a pochi km da Grumento, la Diga del Pertusillo (Fig. 11), sorta dallo sbarramento del fiume Agri, propone un paesaggio lacustre, caratterizzato da uno specchio d’acqua di notevole estensione tanto da essere il 2° invaso artificiale lucano per m3 di acqua. Fig. 10– Ricostruzione dell’habitat e della fisionomia dell’Elephans antiquus, i cui resti sono stati rinvenuti nei pressi di Grumento.

La media Val d’Agri corrisponde all’area del Bacino di Sant’Arcangelo, i cui depositi sono riferibili al Plio-Pleistocene (circa 5 milioni10.000 anni fa) e in cui si sono rinvenuti reperti fossili di piccoli mammiferi (talpe, topi, criceti), anfibi (salamandre) e rettili (lucertole). La bassa Val d’Agri che corrisponde al tratto terminale del fiume omonimo che sfocia nel Golfo di Taranto, è caratterizzata da una serie di superfici terrazzate (Fig. 12), di origine marina e fluviale, di età plio-pleistocenica (circa 5 milioni-10.000 anni fa). Le superfici terrazzate diminuiscono progressivamente di quota procedendo dall’entroterra verso il mare determinando così il tipico paesaggio presente nei pressi degli abitati di Montalbano e Scanzano. Fig. 12– Superfici terrazzate nei pressi di Montalbano Jonico (da BIANCA & CAPUTO,2003).

Fig. 9– Santuario della Madonna Nera di Viggiano.

Fig. 11– Panoramica della Diga del Pertusillo, situata al confine tra i comuni di Grumento Nova, Montemurro e Spinoso.

Bibliografia essenziale • BIANCA M. & CAPUTO R. (2003) – Analisi morfotettonica ed evoluzione quaternaria della Val d’Agri, Appennino meridionale. Il Quaternario, 16, 158-170. • GIANO S.I. & SCHIATTARELLA M. (2002) – Geomorfologia e Neotettonica dell’alta Val d’Agri. In BOENZI F. & SCHIATTARELLA M. (a cura di): Guida all’escursione geomorfologica: dalla Val d’Agri a Matera. Assemblea AIGeo – Potenza 2002. • MASINI F., GIANNINI T., ABBAZZI L., FANFANI F., DELFINO M., MAUL L.C. & TORRE D. (2005) – A Latest Biharian small Vertebrate fauna from the lacustrine succession of San Lorenzo (Sant’Arcangelo basin, Basilicata, Italy). Quaternary International, 131, 79-83. • SCANDONE P. (1972) – Studi di geologia lucana: Carta dei terreni della serie calcareosilicomarnosa e note illustrative. Boll. Soc. Natur. Napoli, 81, 225-230.


“VIAGGIO NELLA LUCANIA DA SCOPRIRE” Percorsi geologici, paleontologici e paesaggistici in Basilicata Canio Loguercio

Il Pollino e la Valle del Mercure Il bacino del Mercure (Fig.1) è situato al confine calabro-lucano sul versante settentrionale del massiccio del Pollino. Questa depressione rappresenta un’ampia vallata che in passato ospitava un bacino fluvio-lacustre. Le prime ricerche, condotte da De Lorenzo (1898), attribuiscono ai sedimenti del bacino un’età compresa tra il Pleistocene medio e il Pleistocene superiore (800.000-10.000 anni fa circa), come documentato anche dai resti fossili di vertebrati ritrovati. La genesi del bacino è probabilmente legata allo sbarramento tettonico dell’alta valle del fiume Sinni, mentre la sua estinzione è dovuta a fenomeni erosivi da parte del fiume Lao. Il Parco Nazionale del Pollino, già da tempo noto per la bellezza dei suoi paesaggi e della natura incontaminata, ha acquisito caratteri ancora più interessanti dal punto di vista geonaturalistico e paleontologico nel corso degli ultimi vent’anni, grazie agli studi e alle scoperte condotte sui grandi vertebrati che hanno popolato questa zona durante il Pleistocene (1.800.000-10.000 anni fa circa).

Fig. 1 – Panoramica del bacino del Mercure.

I reperti fossiliferi del bacino del Mercure, oggi conservati presso il Museo Naturalistico del Pollino a Rotonda, sono stati rinvenuti in diverse località (Fig.2). I siti più rappresentativi per ricchezza e diversità sono Contrada Calorie e Fornaci, in cui si sono ritrovati fossili appartenenti a grandi mammiferi, principalmente Elefantidi, Cervidi, Equidi, Ippopotamidi e Rinocerontidi.

Fig. 2 – Carta geologica schematica del bacino del Mercure e ubicazione dei principali siti fossiliferi (CAVINATO et al. 2001; modif.)

Fig. 3– Cranio di Elephas antiquus.

Tra i fossili più significativi, non solo per il loro significato paleontologico, ma anche per l’eccezionalità del ritrovamento, si possono citare i resti dell’ Elephas antiquus (Figg. 3,4,5,6,). Un elefante di grandi dimensioni, vissuto nel Pleistocene, che aveva fatto dell’area del Mercure il suo habitat ideale. Numerosi sono infatti i reperti fossili attribuibili a questo grande pachiderma, tanto che Rotonda è conosciuta come la “Città degli Elefanti”. Presso il museo di Rotonda è conservato un esemplare di Elephas antiquus pressoché completo, le cui grandi dimensioni impediscono di fotografarlo per intero. Dalla grandezza del cranio e delle zanne, si può ipotizzare che l’elefante dovesse essere alto circa 4 m e lungo 6 m.

Fig. 5 – Mandibola di Elephas antiquus.

Fig. 4 – Difese di Elephas antiquus;

Tra gli Ippopotamidi si è riconosciuta la presenza di Hippopotamus antiquus (Fig.7); questa specie, ritrovata esclusivamente a Rotonda, è un ippopotamo di grande mole e rispetto all’ Hippopotamus amphibius, rinvenuto a Venosa, è caratterizzato da un cranio più snello ed allungato con orbite oculari più elevate.

Fig. 6 – Radio, ulna e falangi di Elephas antiquus.

La famiglia dei Ricerontidi è presente a Rotonda con Stephanorhinus hundsheimensis (Figg. 8 e 9), che rappresenta una specie più snella rispetto a quella di Stephanorhinus kirchbergensis rinvenuta a Venosa.

Fig. 8 – Mandibola di Stephanorhinus hundsheimensis.

Fig. 9 – Stephanorhinus hundsheimensis. Dipinto ad olio di C. C. Flerov, Sammlungen Senckenberg Weimar

Fig. 7– Cranio di Hippopotamus antiquus

Durante il Pleistocene medio-superiore, in corrispondenza del periodo interglaciale Günz -Mindel, fino al Würm, l’area del bacino del Mercure era caratterizzata da un ambiente forestale alternato ad ampie radure con presenza di specchi d’acqua più o meno estesi, in cui viveva una grande varietà di erbivori (Fig. 10). Particolarmente importante dal punto di vista paleoambientale è l’Hipppopotamus antiquus, una specie che presenta l’assoluta necessità di vivere in vicinanza di acque perenni (Fig. 11), poiché la sua pelle se non bagnata periodicamente si coprirebbe di piaghe irreversibili. A conferma dell’adattamento alla vita acquatica di questa specie si può citare un suo tipico carattere morfologico: il cranio presenta arcate zigomatiche sporgenti e orbite oculari molto elevate (Fig. 12) per la necessità di trascorrere gran parte del giorno in acqua lasciando emersi solo gli occhi e le narici. http://naturalpatriot.org

Fig. 10 – Ricostruzione paleoambientale del bacino del Mercure.

Bibliografia essenziale

http://naturalpatriot.org

Fig. 11– Vita acquatica di Hippopotamus antiquus

Fig. 12– Caratteri cranici di Hippopotamus antiquus

• CAVINATO G.P., PETRONIO C. & SARDELLA R. (2001) – The Mercure River Basin: Quaternary stratigraphy and large mammal biochronology. The world of Elephants – International Congress, Rome, 187-190. • CONTE M. (1999) – Il bacino fluvio-lacustre del Mercure nell’evoluzione geo-ambientale pleistocenica dell’Italia meridionale. Tesi di Dottorato in Geologia del Sedimentario, pp. 108. Università degli Studi “Federico II”, Napoli. • DE LORENZO G. (1898) – Reliquie dei grandi laghi pleistocenici nell’Italia meridionale. Atti Acc. Sc. Fis. e Mat., 6, 1-74, Napoli. • FORTELIUS M., MAZZA P. & SALA B. (1993) – Stephanorhinus (Mammalia: Rhinoceroitidae) of the western European Pleistocene, with a revision of S. Etruscus (Falconer, 1868). Palaeontographia Italica, 80, 63-155. • GLIOZZI E., ABBAZI L., AMBROSETTI P., ARGENTI P., AZZAROLI A., CALOI L., CAPASSO BARBATO L., DI STEFANO G., ESU D., FICCARELLI G., GIROTTI O., KOTSAKIS T., MASINI F., MAZZA P., MEZZABOTTA C., PALOMBO M.R., PETRONIO C., ROOK L., SALA B., SARDELLA R., ZANALDA E. & TORRE D. (1997) – Biochronology of selected Mammals, Molluscs, Ostracods from the Middle Pliocene to the Late Pleistocene in Italy. The state of the art. Riv. It. Paleont. e Strat., 103, 369-388. • SCHIATTARELLA M., TORRENTE M.M. & RUSSO F. (1994) – Analisi strutturale ed osservazioni morfostratigrafiche nel bacino del Mercure (Confine Calabro-Lucano). Il Quaternario, 7, 613-626.


“VIAGGIO NELLA LUCANIA DA SCOPRIRE” Percorsi geologici, paleontologici e paesaggistici In Basilicata Giammarco Guidetti & Salvatore Lucente

I vulcanelli di fango di Cancellara La terra si rigonfia, si aprono fenditure nel terreno, sbuffi di gas fanno capolino in superficie. La colata scorre fluida sulle pendici del piccolo cono, lentamente rapprendendosi ed indurendosi. Non si tratta di un vero vulcano ma di un vulcanello di fango, un omologo molto più piccolo in dimensioni (coni alti fino a circa 1,5 m) (Fig. 1), di natura sedimentaria. Siamo nei pressi di Cancellara (Fig. 2, 3), provincia di Potenza, paese piccolo e suggestivo.

I vulcanelli di Cancellara sono un fenomeno “pseudo-vulcanico”, perché in realtà del vulcano ci sono solo la morfologia e il processo, ossia la risalita e l’eruzione di materiale dal sottosuolo lungo fessure o aperture puntuali; il prodotto invece non è la classica lava, ma fango e acqua, mentre i gas possono essere o non essere presenti.

Figura 1 – Vulcano di fango: la morfologia è abbastanza evidente. Si noti la colata fangosa che scorre in argini naturali, lungo le pendici, e si allarga (in primo piano) al piede del piccolo cono (Cancellara).

Figura 2 – Area di ritrovamento dei vulcanelli di fango, in corrispondenza del piccolo rilievo vegetato (freccia rossa) - Cancellara.

I vulcani di fango, nel mondo, possono ergersi a quote variabili da 10 centimetri a diverse decine di metri, come documentato in Azerbaigian, nei pressi di Baku, ove sono stati segnalati i vulcanetti più alti. In Italia la denominazione varia in base alla località: in Italia centro-settentrionale si chiamano salse, mentre in Sicilia vengono denominati Maccalube. I vulcanelli sono talvolta associati a contesti vulcanici. In molte occasioni, per esempio, è stata rilevata una concomitanza tra fasi parossistiche del monte Etna e l’espulsione di gas caldi da alcuni vulcanelli siti in zona. I gas e la circolazione idrotermale, messi in movimento dalla presenza di magmi, possono quindi essere responsabili di manifestazioni sedimentarie eruttive.

Anche i terremoti possono dare origine a vulcani di fango e sabbia. Particolarmente noto è il caso del sisma di Reggio Calabria e Messina (1783), in seguito al quale, oltre ai numerosi crolli e frane, furono registrate delle eruzioni di sabbia e fango dal sottosuolo, causate dalla spremitura del sedimento che subiva cedimenti e assestamenti. Il fenomeno dei vulcanelli può aver luogo in prossimità di faglie, a causa delle forti pressioni che comprimono i fluidi, oppure lungo aree in frana, dove i movimenti del terreno provocano perturbazioni locali della pressione dell’acqua, che trova una via di fuga in superficie. Le emissioni possono talvolta avere un carattere esplosivo.

Non lontano dall’area di ritrovamento dei vulcanelli di Cancellara, più a monte, è nota dal 1971 una sorgente di acqua sulfurea, che si incanala lungo il pendio scorrendo verso ovest (Fig. 5). Questo fa pensare ad una circolazione idrica profonda (forse agevolata dalla presenza di faglie) che permette l’arricchimento dei fluidi in zolfo. La prossimità fra i fanghi eruttati e la sorgente sulfurea potrebbe essere non casuale, ma occorrono studi più approfonditi per accertarlo. La teoria più probabile per la genesi dei vulcanelli a Cancellara è semplificata nello schema di Fig. 6. L’acqua piovana si infiltra nel sottosuolo, durante la stagione umida, e viene assorbita dagli strati di argilla, che si rigonfiano. In questo modo aumenta la pressione sulla soprastante copertura sedimentaria. Quando la pressione supera la soglia, le rocce si fratturano, l’acqua viene liberata, schizza verso l’alto e porta con sé l’argilla liquefatta; in superficie si forma il vulcanello. Un ruolo non trascurabile è rivestito dai gas presenti nelle arenarie e prodotti dalla decomposizione della materia organica. Accumulandosi, i gas tendono ad espandersi e ad esercitare una spinta verso l’alto, spremendo acqua e argilla soprastanti. Le forze in gioco dunque sono molteplici.

Figura 3 – Due centri di emissione del fango (frecce rosse) - Cancellara.

I VULCANELLI DI MARTE

300 m Figura 4 – I vulcani di fango sono comuni sul nostro pianeta ma, negli ultimi anni, sono stati individuati anche su altri corpi del sistema solare. Questa foto, catturata qualche anno fa dalla sonda Mars Odyssey, riprende un vulcano di fango sulla superficie di Marte. Non ci sono evidenze di una attività in corso e gli studiosi ritengono che il monticello si sia formato durante gli ultimi 10 milioni di anni. Le analisi dei sedimenti eruttati suggeriscono che il sottosuolo ospiti ossidi di ferro, che si formano in presenza di acqua. Potrebbe dunque partire proprio da qui la ricerca di acqua liquida e di forme di vita elementari sul Pianeta Rosso.

Cancellara

Vulcanelli Sorgente sulfurea Argilla non imbevuta d’acqua

Argilla imbevuta d’acqua

Arenaria

(a) Figura 5 – Vista dall’alto del sito in cui ricadono i vulcanelli e la sorgente sulfurea, a W dell’abitato di Cancellara. Si noti la contiguità spaziale tra le emergenze vulcanico-sedimentarie e la manifestazione sorgentizia (immagine Google Earth).

I vulcanelli di fango rappresentano un elemento curioso ed affascinante del paesaggio cancellarese, viste le loro ridotte dimensioni, che ne fanno un laboratorio naturale per osservare in piccolo i processi vulcanici. I ricercatori del Dipartimento di Scienze Geologiche dell’Università degli

Studi della Basilicata sta approfondendo il fenomeno per candidare il luogo a geosito. A parte l’indubbia valenza scientifica dei vulcanelli, però, i rischi non mancano. Infatti, spesso, l’accumulo di fango fresco nei pressi del centro di emissione può essere una trappola per gli animali che si trovano al

(b)

(c)

Figura 6 – Schema di possibile formazione di un vulcanello di fango. (a) - Un livello di argilla secco è compreso tra strati di arenarie. (b) - L’acqua si è infiltrata e ha imbevuto le argille, rigonfiandole. Si formano le prime fratture nelle sovrastanti arenarie. (c) - L’acqua raggiunge una pressione tale da schizzare via verso l’alto, rompendo il tetto di arenarie. In superficie si forma un vulcano di fango mentre, nelle zone circostanti (frecce arancioni), il suolo si ricompatta dopo l’espulsione dell’argilla. La compattazione può spremere l’acqua residua, alimentando il vulcano sovrastante.

Bibliografia pascolo, ma anche per le persone che, incautamente e da sole, si avvicinano troppo, senza fare caso a dove mettono i piedi. Per questo è opportuno sensibilizzare le amministrazioni locali affinché intraprendano azioni per la valorizzazione del sito senza trascurare la sicurezza dei visitatori.

C.C. ALLEN, D.Z. OEHLER, D.M. BAKER (2009) – Mud Volcanoes – A new class of sites for geological and astrobiological exploration of Mars. 40th Lunar and Planetary Science Conference; The Woodlands, Texas, 23-27 March. A. CAMERLENGHI & G. A. PINI (2009) – Mud volcanoes, olistostromes and Argille scagliose in the Mediterranean region. Sedimentology, 56, 319-365. P. CARVENI, S. BENFATTO (2008) – I vulcani di fango di Paternò e Belpasso, sul basso versante sud-occidentale etneo. Geoitalia, 22 , pp. 8-11. G. CUMIN (1954) – Le Salinelle di Paternò e la loro attuale attività. Bollettino dell'Accademia

Gioenia di Scienze Naturali di Catania, s. 4, 2, 9, pp. 515-528. W. D’ALESSANDRO, R. DE DOMENICO, F. PARELLO, M. VALENZA (1993) – Geochemical anomalies in the gaseous fase of the mud volcanoes of Paternò – Sicily. Proceedings of the scientific meeting on the seismic protection, Venice, 12-13 July. M. LAZZARI & A. LOSASSO (2010) – I Vulcanelli di fango in Basilicata. Notiziario di Geologia e Turismo, 3, pp. 20-21. G. MARTINELLI & A. JUDD (2004) – Mud volcanoes in Italy. Geological Journal, 39, 4961. P. PETRONE (1971) – Il patrimonio idrominerale della Lucania. Atti del convegno medicoidrologico, 13 giugno, Potenza, pp. 9-33.


“VIAGGIO NELLA LUCANIA DA SCOPRIRE” Percorsi geologici, paleontologici e paesaggistici in Basilicata Salvatore Lucente

Vulture Il vulcano accompagna da sempre l’uomo nella sua storia. La propria natura controversa gli conferisce un duplice ruolo di regista, plasmando l’ambiente in un perenne intreccio di vita e morte. Violente eruzioni e grandi colate di lava si abbattono sugli insediamenti e ardono le aree boschive, creando paesaggi lunari. Ma dalle rocce eruttate nasceranno suoli fertili, predisponendo i terreni all’agricoltura e al pascolo, mentre un’esplosione di vita, vegetale e animale, cancellerà i segni di tremende eruzioni. Lentamente anche l’uomo torna a conquistare le pendici e i fondovalli: un simile ciclo di eventi deve essersi probabilmente succeduto molte volte nei 600.000 anni di attività del Monte Vulture, l’unico vulcano sito entro i confini della Basilicata. Ma il Vulture è prezioso anche per un altro motivo. Infatti ricade al fronte dell’Appennino, proprio laddove i magmi faticano a trovare spazio per la risalita, data la forte compressione crostale. Per questo tutti gli altri principali centri eruttivi peninsulari popolano invece le aree in distensione, dove i magmi ascendono con più facilità. Si tratta dei vulcani del versante tirrenico (più a ovest), come il Vesuvio, le isole Eolie e vari altri edifici Vulture sottomarini del Mar Tirreno. La posizione “defilata” del Vulture dipende probabilmente da una profonda faglia verticale che, attraversando gli Appennini da est a ovest, faceva da collettore tra il mantello e la superficie. Questa fenditura, denominata Linea del Vulture, si è aperta a causa delle tensioni e dei movimenti sviluppati durante il sollevamento della catena montuosa.

Figura 1 – Monte Vulture

Figura 2 – Laghi calderici di Monticchio (Monte Vulture)

Il Vulture (1326 m) è stato un vulcano esplosivo, attivo tra 730.000 e 130.000 anni fa (durante il periodo Pleistocene), nell’area nord della Basilicata. Le sue eruzioni provocarono l’accumulo di depositi vulcanici (lapilli, bombe, colate laviche ecc. – fig. 3, 4, 5) attorno al cratere centrale, che andarono a costituire un edificio a forma di cono dai ripidi versanti. I magmi salivano periodicamente da un serbatoio posto in profondità sotto la crosta terrestre, detto camera magmatica. Durante le ultime eruzioni, una parte dell’edificio vulcanico è sprofondata sopra la camera magmatica, ormai svuotata, producendo un’ampia depressione (caldera) e il tipico profilo a cono troncato (fig. 1). L’interno della caldera, reso impermeabile da processi di alterazione chimica, oggi accoglie i due laghi di Monticchio e ospita una fitta vegetazione (fig. 2). I prodotti delle esplosioni del Vulture hanno bassi contenuti di silice e sono ricchi in potassio. Figura 3 – (in basso e a sinistra) Depositi vulcanici stratificati. Lave, lapilli e colate roventi di cenere e gas (nubi ardenti) si sono accumulate nel tempo, modificando la topografia e accrescendo l’edificio vulcanico. Spesso dei blocchi eiettati dal cratere, durante le eruzioni, ricadevano in un letto di ceneri appena deposte, lasciando vistose tracce da impatto (riquadro rosso).

Figura 4 – (sinistra) Pomice raccolta tra i depositi del Vulture. Da notare la struttura bucherellata. Essa è il prodotto del rapido raffreddamento di un brandello di magma, mentre il gas fuoriesce sottoforma di bolle.

Figura 6 – (sotto) Visione panoramica dell’area di affioramento delle lave carbonatiche. La valle raffigurata incide un’originaria bocca vulcanica laterale. È difficile da credere che un tempo, dove ora si stendono calme superfici prative e colline boscose, imperversasse una violenta attività vulcanica, e che il fondo di tali estensioni verdeggianti un tempo era lava fluida.

Figura 5 – (sopra) Affioramento di una spessa colata lavica, nei pressi del castello di Melfi. Si notino le fratture verticali, parallele tra loro. Intersecandosi, tali fratture creano delle colonne a base esagonale. Esse si sono formate durante il raffreddamento, quando la lava si compattava e riduceva il proprio volume.

Il paesaggio vulcanico dell’area Vulture –Melfese costituisce un tratto di assoluta originalità nel panorama geologico lucano. I frutti più famosi dell’attività vulcanica, come il buon vino Aglianico e le numerose falde acquifere (potente richiamo per le aziende che producono e imbottigliano l’acqua) rappresentano solo una faccia della medaglia. Infatti il Vulture è classificato come geosito anche per l’origine di alcune sue lave, eruttate nelle ultime fasi di attività. Si tratta di lave ad alto contenuto di carbonato di calcio, che affiorano lungo un’incisione valliva sulle pendici orientali del rilievo (fig. 6). Solo un altro vulcano al mondo, in Africa, l’Ol Doinyo Lengai, emette ancora simili lave carbonatiche e attira geologi da tutto il mondo. Non molti sanno, inoltre, che i letti di sedimenti, preservati nei fondali dei laghi di Monticchio,hanno guidato gli studiosi nella ricostruzione climatica addirittura degli ultimi 130.000 anni! L’origine vulcanica del Vulture e la peculiare geomorfologia fanno da cornice naturale a una miriade di risorse. Biodiversità, agricoltura, scenari e vedute panoramiche nascoste , acque gasate – residuo degli antichi “bollori” vulcanici – e viticoltura: sono alcuni, neanche tutti, dei tratti favorevoli ad una florida economia locale. Un ruolo principe per lo sviluppo di ulteriori attrattive turistiche è certamente rivestito dalla valorizzazione del patrimonio geologico, attuabile, per esempio, attraverso l’installazione di percorsi geologici ed escursionistici, che immergono il visitatore per qualche ora nella ricostruzione di una tumultuosa e affascinante storia geologica.

Bibliografia SCHIATTARELLA-M., BENEDUCE-P., DI LEO-P., GIANO-S.I., GIANNANDREA-P., PRINCIPE-C. Assetto strutturale ed evoluzione morfotettonica quaternaria del vulcano del Monte Vulture (Appennino lucano), Bollettino della Società Geologica Italiana, 2005, vol. 124, fasc. 3, pp. 543-562. GIANNANDREA-P., LA VOLPE-L., Principe-P., SCHIATTARELLA-M. Unità stratigrafiche a limiti inconformi e storia evolutiva del vulcano medio-pleistocenico di Monte Vulture (Appennino meridionale, Italia), Bollettino della Società Geologica Italiana, 2006, vol. 125, fasc. 1, pp. 67-92.

Mostra Itinerante  

pannelli della mostra itinerante

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