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I Tempi della Terra


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Per la realizzazione di questo libro si ringrazia

Ordine dei

Geologi Lombardia

della

Coordinamento editoriale Fabio Di Benedetto Progetto grafico, copertina e fotocomposizione Lara Bresciani ISBN 978-88-8103-740-7 © 2013 Diaroads srl - Edizioni Diabasis Vicolo del Vescovado 12 I-43121 Parma Italia telefono 0039.0521.207547 – e-mail commerciale@diabasis.it www.diabasis.it


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Romano Gelati

Storia geologica del Paese Italia

DIABASIS


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A mia moglie e ai miei figli. A tutti gli allievi-geologi a cui ho messo in mano la bussola.


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Premessa

È sempre stato un mio desiderio di studente disporre di un testo che raccontasse in forma sintetica la geologia del mio Paese; come il “bigino” con cui al Liceo ci si aiutava a preparare le interrogazioni. E da docente ho continuato a pensare che anche i miei allievi coltivassero lo stesso desiderio non considerando una possibile loro maggiore capacità analitica, la loro migliore predisposizione a “navigare” tra diverse e più moderne fonti di informazione; non tenendo conto della tendenza delle nuove generazioni a fissare la loro attenzione su argomenti specialistici, di più specifico interesse. Malgrado tali controindicazioni nei tre anni immediatamente successivi alla mia uscita dal mondo universitario ho cercato di appagare il mio desiderio originario, anche se più volte mi ha sfiorato il dubbio di stare soddisfacendo solo la mia vanità. Il cammino che ho percorso si è rivelato più impervio del previsto in quanto ho dovuto confrontarmi con tanti argomenti ai margini della mia formazione culturale. Ho sfiorato la ricchezza delle discipline geologiche, ne ho solo intercettato le molteplici vie di sviluppo, rimanendo comunque sempre affascinato dalle loro argomentazioni. Sono stato un comune geologo di terreno, ho svolto una parte non indifferente della mia attività nei progetti di rilevamento della Carta Geologica d’Italia: dalla “legge Sullo” al Progetto CARG. La “legge Sullo”, dal nome del ministro che l’aveva promossa, contemplava che a partire dall’inizio degli anni Sessanta entro un decennio si arrivasse a rilevare e a stampare una notevole quantità di fogli geologici alla scala 1:100.000. I rilievi, diretti da professori di diverse sedi universitarie col coordinamento centrale del Servizio Geologico d’Italia, prevedevano la novità della classificazione litostratigrafica delle rocce in conformità con il Codice di Nomenclatura Stratigrafica che, diffuso dall’associazione nord-americana dei geologi del petrolio, fu subito recepito e tradotto in riferimento alla nostra realtà geologica. A distanza di mezzo secolo sono sempre più convinto che si sia trattato di un progetto lungimirante, di avanguardia per la metodologia di lavoro che imponeva, a seguito del quale ritengo che la conoscenza geologica del nostro Paese abbia compiuto un significativo balzo in avanti; tra l’altro portato a compimento nei tempi previsti. E si rilevava a tutto campo, spaziando dai depositi superficiali a vari tipi di substrato pre-quaternario. Io stesso sono stato calato contemporaneamente nel rilevamento dei depositi della pianura lombarda, delle successioni carbonatiche triassiche delle Dolomiti engadinesi, di quelle terrigene dell’Appennino settentrionale e delle Langhe; una imposizione di interessi che consentì ai geologi della mia generazione l’acquisizione di un bagaglio professionale che oggi si definirebbe “generalista”, magari con malcelata ironia. Trent’anni dopo è arrivato il “CARG”: un progetto di rilevamento alla scala 1:50.000 commissionato alle Regioni da parte dell’APAT (Agenzia per la Protezione dell’Ambiente e per i Servizi Tecnici), subentrata al glorioso Servizio Geologico d’Italia. Credo di essere stato tra i pochi superstiti della “legge Sullo” a partecipare al nuovo progetto basato su una chiara divisione di compiti tra geologi di diversa specializzazione; e che per un geologo del sedimentario come il sottoscritto prevede, rispetto al passato, un moderno approccio all’analisi di facies e riferimenti specifici ai nuovi concetti della stratigrafia sequenziale. Il mio percorso professionale ha sicuramente condizionato la stesura di questo testo in cui credo di avere istintivamente privilegiato le esperienze legate all’attività di campo. Ho ricavato gran parte della documentazione dalle pubblicazioni della Società Geologica Italiana; un patrimonio di conoscenze raccolte, selezionate e trasmesse da persone benemerite che si sono avvicendate nel direttivo e nel comitato di redazione della Società, persone alle quali tutta la comunità dei geologi italiani deve riconoscenza. Nella mia ricerca ho

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Storia geologica del Paese Italia

imparato ad apprezzare le riviste locali, patrimonio di sedi universitarie e di storiche istituzioni culturali il cui mantenimento in vita si rende sempre più difficile per crescenti difficoltà finanziarie. Comunemente sono riviste a “fattore d’impatto” zero; fonti pregevoli di dati, anche se di frequente ignorate da coloro che poi trasmettono idee su riviste di maggiore prestigio. Nel corso della consultazione bibliografica ho potuto apprezzare il valore scientifico di maestri e colleghi, molti dei quali mi hanno gratificato della loro amicizia; purtroppo diversi di loro non sono più tra noi, e li ricordo tutti con affetto. Ho ridotto all’essenziale le citazioni bibliografiche al solo scopo di rendere più snella un’esposizione purtroppo non sempre chiara e magari logorroica, in parte a causa del mio rapporto conflittuale con la penna, ma soprattutto per mia mancanza di esperienza diretta relativamente a tanti argomenti. Spero di avere riportato correttamente, anche se in forma sintetica, conoscenze e idee degli autori citati; e mi scuso con coloro che si riconoscono nelle mie parole ma che non sono stati ricordati, solo per insipienza mia, non certo in malafede. Ho scelto di illustrare il testo con figure “a tratto”, e al riguardo devo riconoscenza a Magda Minoli per la professionalità, la pazienza e la sensibilità artistica con cui ha operato. Le figure provengono dalla letteratura e sono state in gran parte ridisegnate per conferire loro una certa uniformità grafica; spesso sono state semplificate, avendo comunque cura di non travisarne il significato, in particolare con la traduzione delle scritte nella nostra lingua. Sono riconoscente agli amici che si sono sobbarcati l’onere di leggere e commentare i testi che ho sottoposto alla loro analisi critica; sono stati prodighi di utili consigli che ho cercato di tenere nella massima considerazione. Ricordo i professori R. Bersezio, F. Felletti, G. Gosso, G. Papani, E. Robba, P. Tartarotti, G. Zanzucchi; e soprattutto il Prof. A. Gregnanin, appassionato coautore del capitolo 9. Mi assumo comunque piena responsabilità delle mancanze, degli svarioni, delle inesattezze in cui posso essere incorso; spero che non siano di tale gravità da rendere fuorviante questa mia fatica. Esprimo sincera gratitudine al dottor Gianni Cerbini, mio studente di tempi lontani che in ore e ore di lavoro appassionato ha curato la prima impostazione grafica del mio lavoro. Infine, grazie Mario; per la sensibilità umana e la ricchezza culturale che mi hai trasmesso con l’amicizia di una vita. Da tutti mi è stato chiesto chi ritenevo potessero essere gli utilizzatori del mio “bigino”. Ho risposto di essere stato mosso anzitutto dal desiderio di fare buona divulgazione, però non mi è mai riuscito di chiarirne il livello, anche perché in corso d’opera so di avere avuto motivazioni differenti a seconda dell’interesse con cui ho affrontato i diversi argomenti; e questo ha anche sicuramente portato a un certo disequilibrio tra le diverse parti. Sarei lieto se sapessi di avere contribuito ad appassionare alla geologia gli studenti dei primi anni di università e a ravvivare la curiosità dei tanti cultori, non necessariamente provvisti di titolo universitario, di questa nostra magnifica disciplina.

Romano Gelati

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Capitolo 1 Complessi rocciosi “che fanno più storia”

Da circa mezzo secolo la storia geologica della Terra non può essere raccontata a prescindere dalla “tettonica delle placche”, che prevede l’interazione di placche litosferiche come causa di tutti i grandi fenomeni che il geologo cerca di interpretare “leggendo” i differenti caratteri delle rocce. Al riguardo, nel nostro Paese alcuni complessi rocciosi costituiscono chiavi di lettura di particolare importanza, sono strumenti di valenza superiore: si tratta delle rocce magmatiche e metamorfiche di Basamento cristallino e ofioliti, delle facies sedimentarie di piattaforme carbonatiche e torbiditi. Basamento cristallino e ofioliti, in quanto espressione di crosta continentale e oceanica, coinvolti nella strutturazione di Alpi e Appennini sono determinanti nella ricostruzione della dinamica litosferica. Le piattaforme carbonatiche, che suggeriscono significativi intervalli di relativa “calma tettonica”, consentono nel Meso-Cenozoico di ricostruire estesi paesaggi marcati soprattutto dal clima e da oscillazioni del livello del mare. Le torbiditi, invece, sono strettamente correlate all’attività tettonica in quanto la loro deposizione si accompagna alle principali fasi deformative delle nostre catene montuose. Si è ritenuto utile anticipare l’illustrazione dei loro caratteri essenziali per agevolare la trattazione di capitoli successivi in cui la loro realtà entra ripetutamente nel discorso.

[1.1] Il Basamento cristallino: la crosta continentale e le radici degli orogeni Nella letteratura geologica ricorre comunemente la distinzione tra Basamento cristallino e copertura sedimentaria; la distinzione tra un sottostante complesso di rocce magmatiche e metamorfiche e sovrastanti successioni di rocce sedimentarie.In particolare, il termine Basamento cristallino, Altkristallin o Cristallino Antico dei vecchi autori, è riferito a rocce più vecchie di 300 milioni d’anni consolidate nella crosta terrestre soprattutto tra il Cambriano e il Carbonifero e che hanno acquisito i loro caratteri peculiari nel corso delle orogenesi ercinica (varisica) e pre-ercinica. (G.B. Vai, 1979, 2001). Localmente si segnalano testimonianze anche di un’età precambriana: sulle Alpi con datazioni radiometriche di vario tipo, in Toscana, nel nord e nel sud della Sardegna. Il Basamento cristallino è presente con una grande varietà di caratteri soprattutto nella catena alpina dove risulta coinvolto nella struttura a falde della catena stessa; costituisce lembi discontinui in Toscana tra le Alpi Apuane e l’Argentario; ha una connotazione alpina anche sull’Arco calabro-peloritano dove risulta fortemente coinvolto anche nelle deformazioni più recenti; è pure largamente esposto in Sardegna dove però conserva inalterati i caratteri derivanti dalla deformazione ercinica (Fig. 1.1). Si parla di protolite; la roccia originaria, sedimentaria o magmatica, da cui le rocce metamorfiche del Basamento cristallino possono essere derivate. Sulle Alpi risalire al protolite è molto difficile per il metamorfismo anche di alto grado in cui le rocce del basamento sono comunemente coinvolte; sono filladi, micascisti, gneiss, ecc., che comunque sembrerebbero soprattutto derivare da rocce sedimentarie detritiche del Paleozoico inferiore e medio e da rocce magmatiche soprattutto dell’Ordoviciano. In altre regioni invece il metamorfismo di grado più basso non ha cancellato del tutto i caratteri primitivi delle rocce del basamento consentendo di distinguerne meglio la derivazione; se sedimentaria si parla di rocce metasedimentarie, se vulcanica si parla di rocce metavulcaniche. In questi casi è stata possibile la ricostruzione di ordinate successioni stratigrafiche, conservanti talora il loro contenuto in fossili che ne ha favorito la datazione.

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Storia geologica del Paese Italia

Fig. 1.1

Distribuzione areale e segnalazione in profondità di basamento e di coperture tardopaleozoiche. 1, fronte di sovrascor-

rimento; 2, pozzi per idrocarburi, (es. Puglia 1) con profondità del contatto basamento-copertura; 3, basamento extra-alpino; 4, basamento alpino (4a, elvetico e calabro-peloritano; 4b, pennidico; 4c, austroalpino; 4d, sudalpino); 5, copertura vulcano-sedimentaria tardo carbonifero-permiana; 6, crosta oceanica terziario-quaternaria; 7, isobate; 8, limiti degli affioramenti di basamento; 9, basamento coperto da sedimenti permo-triassici. (Semplificato da G.B. Vai, 2001).

Le rocce di origine magmatica nel Basamento cristallino sono state riferite a due intervalli temporali: l’Ordoviciano e il Carbonifero-Permiano inferiore. Per quanto riguarda l’Ordoviciano si tratta di prodotti di una attività magmatica di tipo acido manifestatasi in forma sia di intrusioni che di effusioni. Sulle Alpi e in Sardegna consistono in ortogneiss derivanti da graniti e granodioriti, in porfiroidi derivanti da rocce vulcaniche e vulcano-clastiche; sono metavulcaniti acide ancora

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Cap. 1 Complessi rocciosi che “fanno più storia”

in Sardegna e in Calabria. Sono riferibili all’intervallo di tempo esteso tra il Carbonifero e il Permiano inferiore altre intrusioni granitoidi che tagliano il basamento delle Alpi in diversa posizione strutturale; più o meno nello stesso tempo in Sardegna si è formato un batolite esteso su una superficie di circa 6.000 km2. Anche le rocce granitiche delle Serre e della Sila sull’Arco calabro-peloritano sono riconducibili a intrusioni di età tardo carbonifera-permiana; quelle della Sila, in particolare, sono espresse da numerosi plutoni riconducibili a un batolite di 900 km2. La maggior parte delle rocce del Basamento cristallino appartiene alla parte superiore della crosta, con alcune eccezioni rilevabili in Calabria e soprattutto sulle Alpi dove le rocce basiche e ultrabasiche della Zona Ivrea-Verbano sono tradizionalmente riferite dagli studiosi alla transizione crosta-mantello. Per ricostruire l’evoluzione geodinamica delle catene alpina e appenninica è necessario capire l’affinità del Basamento cristallino con le croste continentali europea o africana che, se ora risultano implicate nella struttura delle due catene, ancora nel Giurassico risultavano nettamente separate dall’interposto Oceano ligure-piemontese. In Alpi Occidentali risulta acclarata l’affinità litologica e geochimica con la crosta europea dei “massicci cristallini esterni” e con quella africana dei “massicci interni”. I primi (Argentera, Pelvoux/Belledonne, M. Bianco, Aiguille rouge, AarGottardo) occupano una posizione geometrico-strutturale più bassa rispetto ai secondi (Dora Maira, Gran Paradiso, M. Rosa); questa situazione comporta che nella strutturazione delle Alpi la crosta africana si è andata a sovrapporre a quella europea. Anche in Calabria le opposte croste continentali risultano coinvolte nella struttura a estesi sovrascorrimenti con un Basamento cristallino ad affinità africana nel settore nord e l’altro ad affinità europea nel settore sud. Suggerimenti non meno interessanti provengono dallo studio del Basamento cristallino della Sardegna che, a differenza di quello delle altre regioni, conserva pressoché inalterata l’impronta della storia paleozoica essendo stato coinvolto solo marginalmente nei processi deformativi post-ercinici successivi. I caratteri della litologia e del paleomagnetismo, così come quelli strutturali, indicano che il Basamento cristallino della Sardegna fino all’Oligocene ha subito la stessa evoluzione di quello sud-europeo, di Catalogna e Provenza in particolare, con cui si sviluppava in continuità.

[1.2] Le ofioliti: frammenti di un’antica crosta oceanica Nelle catene alpina e appenninica, così come in tanti altri archi montuosi, sono presenti particolari associazioni di rocce basiche e ultrabasiche di origine magmatica, sia intrusive che vulcaniche (Fig. 1.2). Esse sono note come rocce verdi dal colore dominante dei litotipi più diffusi e soprattutto come ofioliti (Brogniart, 1813), un ellenismo equivalente al termine italiano serpentino usato per molto tempo in Toscana per certe loro variegature di colore che ricordano proprio la pelle del serpente. Le ofioliti hanno sempre attirato l’attenzione dei geologi per la complessità delle loro relazioni reciproche, per il significato da loro rivestito nella storia geologica di un territorio. In Alpi Occidentali sono distribuite in masse più o meno estese all’interno dell’Unità dei Calcescisti, parte integrante del sistema di falde pennidiche esteso in direzione nord-sud dalle Alpi Pennine al Cuneese; sono esposte con particolare evidenza in Valtournenche, nella Valle d’Ayas e nella zona del M. Viso. Ancora in Alpi costituiscono due masse cospicue in Val Malenco (Alpi Centrali) e nell’entroterra ligure dove, smembrate in più falde tettoniche minori, formano il Gruppo di Voltri. In Appennino le ofioliti sono parte qualificante delle Unità liguridi, il complesso sistema di falde che nell’edifiFig. 1.2

Distribuzione delle ofioliti (in nero) esposte in Italia e in

aree limitrofe.

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cio appenninico occupa la posizione geometrica più alta. Esse sono concentrate essenzialmente in Appennino settentrionale dove costituiscono una massa unitaria, l’Unità del Bracco in Liguria di Levante; e corpi rocciosi di dimensioni molto varie diffusi sino al bordo con la Pianura padana (V. Bortolotti et al., 2001). I principali litotipi delle ofioliti alpine e appenniniche sono rappresentati da basalti, da rocce di tipo gabbrico e da peridotiti di origine mantellica. I basalti, spesso con struttura a cuscini (pillow), mostrano sempre una composizione tholeiitica e una affinità MORB variabile da T-MORB a N-MORB (mid-oceanic-ridge basalts; T, tholeiiti transizionali; N, tholeiiti normali); attualmente sono le rocce più diffuse sui fondali oceanici. I gabbri presentano una certa varietà di tipologie quali: cumuliti ultrabasiche, Mg-Al-gabbri, Fe-Ti-gabbri, plagiograniti. Le peridotiti, spesso serpentinizzate per processi di idratazione, variano da lherzoliti ad harzburgiti, spesso con tessiture quali foliazioni e lineazioni indicanti un flusso plastico subito dall’originario materiale magmatico a temperatura probabilmente non lontana dal solidus. L’Appennino ligure è la regione ove le ofioliti si possono meglio osservare in una regolare successione stratigrafica, cioè con un basamento di rocce basiche e ultrabasiche sottostante a una copertura di rocce vulcaniche e sedimentarie (Fig. 1.3). Il basamento è formato da peridotiti in gran parte serpentinizzate e da gabbri massicci e cumulitici, talora anche in brusco contatto laterale tra loro ad opera di faglie che si sono prodotte in età giurassica; sia le serpentiniti che i gabbri possono essere attraversati da filoni basaltici, isolati e in sciami. Esso è ricoperto da livelli di brecce tra cui si segnala la Breccia di Levanto, caratterizzata da un fitto reticolato di vene e di fratture riempite di calcite bianco-lattea, di frammenti serpentinitici, di talco e di materiale carbonatico fine con laminazioni rossastre; un materiale pregevole, di alto valore commerciale, molto utilizzato nell’edilizia monumentale. Le brecce sono a loro volta ricoperte da coltri basaltiche di spessore anche superiore ai 200 m; a queste si sovrappongono ancora brecce, con frammenti ofiolitici di varia natura, che precedono l’inizio della sedimentazione, in ambiente marino profondo, di rocce silicee quali diaspri e radiolariti, pure sviluppate anche con spessori sui 200 m. Le ofioliti alpine, a differenza di quelle appenniniche, risultano profondamente segnate dal metamorfismo in facies scisti blu ed eclogitica, indicativo di condizioni di alta pressione e bassa temperatura (HP, LT); un carattere molto significativo che suggerisce il loro coinvolgimento nei processi di subduzione che si accompagnano all’evoluzione della catena alpina. L’associazione di rocce basiche e ultrabasiche con radiolariti, la cosiddetta “trinità” di G. Steinmann (1927), sia per le ofioliti alpine che appenniniche è ritenuta di primaria importanza per ipotizzarne un’origine in ambiente marino; in particolare ci si richiama alla struttura a pillow dei basalti e alla riconosciuta deposizione in mare profondo delle radiolariti che

Fig. 1.3

Relazioni stratigrafiche nella successione ofiolitica dell’Appennino settentrionale. Copertura: 1, Argille a palombini; 2,

Calcari a calpionelle; 3, radiolariti; 4, basalti; 5, brecce sedimentarie. Basamento: 6, brecce tettoniche da gabbri; 7, brecce tettoniche da serpentiniti; 8, gabbri; 9, serpentiniti. (Da E. Abbate et al., 1986).

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Cap. 1 Complessi rocciosi che “fanno più storia”

non solo si sovrappongono ai basalti ma che pure vi si intercalano. A partire agli anni Sessanta le conoscenze che si andavano acquisendo dall’esplorazione dei fondali oceanici hanno consentito di attribuire alle ofioliti un ruolo fondamentale nello “scenario” della “tettonica delle placche”. Per quanto concerne quelle alpine e appenniniche gli studiosi concordano sul fatto che nel Giurassico, all’incirca tra 200 e 160 milioni di anni fa, fossero esposte sui fondali di un oceano ora scomparso, l’Oceano ligure-piemontese (OLP), allungato NE-SO e non più largo di 400-500 km, interposto tra le placche Europa e Adria.

L’Oceano ligure-piemontese È un dominio molto importante della geografia giurassica, nato dagli stessi processi di estensione crostale che hanno causato l’apertura dell’Oceano atlantico. Nel corso della sua espansione le croste continentali di Europa e Adria si sono andate configurando come i suoi margini ovest ed est; e le ofioliti ne hanno occupato i fondali testimoniando la messa allo scoperto, l’“esumazione”, del mantello litosferico subcrostale attraverso una successione di eventi che proprio la sui-

Fig. 1.4

Apertura dell’Oceano ligure-piemontese conformemente a un modello basato sull’azione di faglie trasformi. A) Schema

paleogeografico generale. (Da E. Abbate et al., 1984). B) Visione prospettica dell’area oceanica tra i continenti europeo (E) e nordamericano (NA) a ovest e Adria (Ad)-Africa (Af) a est. Ib, penisola iberica; CAt, Atlantico centrale; OLP, oceano ligure-piemontese. C) Sezione schematica attraverso la Dorsale medio-oceanica. 1, sedimenti; 2, basalti; 3, gabbri; 4, serpentiniti del mantello; 5, camera magmatica; 6, mantello impoverito; 7, mantello astenosferico; 8, mantello non impoverito; 9, crosta continentale. (Semplificato da V. Bortolotti et al., 2001)

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te ofiolitica consente di ricostruire come segue: – risalita delle peridotiti del mantello verso il pavimento oceanico, loro metamorfismo e deformazione tettonica; – intrusione magmatica dei gabbri nelle peridotiti del mantello; – serpentinizzazione delle peridotiti e metamorfismo delle rocce gabbriche; – frammentazione di serpentiniti e gabbri esposti su un pavimento oceanico a morfologia aspra e irregolare e sottoposto a intensa tettonica distensiva; – accumulo di brecce, soprattutto alla base delle scarpate e nelle depressioni del fondo oceanico; – espansione delle colate basaltiche. Sulla base di questi caratteri sono stati proposti diversi modelli concernenti struttura e modalità di espansione dell’OLP. Tra i primi non poteva mancare il riferimento attualistico al tipo di espansione oceanica, spreading, che si manifesta in Atlantico a partire dalla dorsale, ridge, mediana. Ma questo modello, anche se percepibile con immediatezza, secondo alcuni studiosi non sarebbe sostenibile per la diversità delle ofioliti alpine e appenniniche rispetto alla litosfera oceanica matura delle dorsali dei moderni oceani. Negli anni Novanta diversi studiosi, come Y. Lagabrielle e M. Cannat (1990), hanno però ribadito le analogie litologiche tra le suite ofiolitiche liguri e la litosfera oceanica dell’Atlantico, entrambe caratterizzate da frequenti anomalie nella successione stratigrafica. Essi affermarono il concetto di OLP come un oceano “lento”, comparabile appunto all’Oceano Atlantico. Si deve soprattutto ai ricercatori di scuola toscana l’illustrazione di un modello di apertura dell’OLP basato sull’azione di faglie trasformi, zone di frattura a sviluppo crostale, trasversali rispetto all’area oceanica in formazione, veri e propri binari che ne controllerebbero modalità e velocità di apertura (Fig. 1.4). In loro corrispondenza, analogamente a quanto si osserva nelle zone trasformi attuali, avverrebbe l’intrusione di serpentiniti in forma di diapiri; questi, raggiunto il pavimento oceanico, contribuiscono alla irregolarità delle sue forme, sarebbero frammentati dall’erosione e infine coperti dalle colate basaltiche. Sono diverse le ipotesi di formazione dell’OLP basate su un processo di estensione comportante lo scollamento (delaminazione crostale) della crosta continentale rispetto al sottostante mantello. Ne sarebbe conseguita la messa a nudo (denudazione tettonica) della parte superiore del mantello la cui fusione parziale, per decompressione, avrebbe innescato l’effusione di lave basaltiche. Alcuni studiosi sostengono che le brecce che ricoprono il basamento ofiolitico, almeno in parte, deriverebbero per frizione lungo la superficie di scollamento e sarebbero poi state rimaneggiate dall’erosione sul pavimento oceanico. In particolare, le oficalciti appenniniche, come la Breccia di Levanto, potrebbero avere un’origine di questo tipo.

[1.3] Le piattaforme carbonatiche: un mondo di bassi fondali nei mari intertropicali Anche l’escursionista più disattento attraversando la regione dolomitica non può rimanere indifferente di fronte al prorompere di certe pareti di roccia bianco rosata: i gruppi del Latemar, del Sella, del Catinaccio…, con pile di strati più o meno chiaramente evidenti, organizzati in successioni anche di molte centinaia di metri. Sono paesaggi che in Dolomiti si sviluppano su quinte successive dando luogo a scenografie dal fascino incomparabile, con pochi riscontri in altre parti del nostro Paese dove pure rocce analoghe sono largamente distribuite. Ci si riferisce in particolare: a vasti settori delle Alpi venete e lombarde, dell’Appennino centro-meridionale con i Monti Sibillini, il Gran Sasso, la Maiella, i Monti del Matese, il Pollino e le Puglie; alla Sicilia con i Monti di Palermo. Sono rocce calcaree e dolomitiche che spiccano a prima vista per la loro morfologia ma che soprattutto rappresentano un unicum geologico in quanto sono l’espressione “fossile” di sedimentazione in ambiente marino di acque poco profonde, in condizioni climatiche di tipo intertropicale. Costituiscono le cosiddette piattaforme carbonatiche, degli edifici aventi un’originaria geometria più o meno tabulare con dimensioni areali dell’ordine delle decine o centinaia di chilometri e con spessori di centinaia e anche di qualche migliaio di metri. Si tratta di costruzioni che gli studiosi riconducono al modello delle piattaforme isolate che nei mari attuali sono rappresentate da banchi carbonatici a debole profondità, situati al largo e talvolta circondati da acque profonde centinaia o migliaia di metri; un mondo di piane di marea, lagune e bassifondi orlato di secche sabbiose e di scogliere coralline, raccordato con scarpate o pendii sottomarini ai profondi fondali circostanti. Un mondo dominato da un’abbondante sedi-

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mentazione interamente carbonatica, in parte di precipitazione chimica, ma data soprattutto da organismi bentonici quali alghe, briozoi, coralli, crinoidi ecc., significativi di particolari ecosistemi, con forme che dal Precambriano fino ai nostri giorni sono andate via via evolvendo. Spesso in ogni singolo strato delle piattaforme carbonatiche i caratteri del sedimento variano dal basso verso l’alto in modo da rivelare una diminuzione di profondità nello stesso senso, talora spinta fino all’esposizione subaerea dei fondali (Fig. 1.5). Poiché gli strati si ripetono anche su rilevanti spessori si deve presumere che pure le variazioni del livello del mare debbano essersi ripetute ciclicamente, per centinaia e addirittura migliaia di volte. Gli studiosi parlano di cicli peritidali che rivelerebbero variazioni del livello del mare su intervalli temporali dell’ordine dei 10.000 fino ai 100.000 anni. Il sedimento può essere asportato dall’interno della piattaforma e convogliato verso gli adiacenti bacini determinando l’espansione laterale, progradazione, della piattaforma stessa. Può essere costituito da fango e sabbia ma anche da detriti grossolani, erosi dalla piattaforma nei periodi di emersione o franati dai suoi margini; si va accumulando ai bordi della piattaforma disponendosi in strati inclinati, clinostratificati, costruendo così un pendio di raccordo con gli adiacenti fondali profondi. La conoscenza delle piattaforme carbonatiche ha avuto un forte impulso a partire dagli anni Cinquanta quando si è cominciato a confrontarle con le modalità della sedimentazione carbonatica attuale di alcune aree tropicali quali i banchi delle Bahama, le isole Maldive e le Bermude, le piane di marea del Golfo Persico e dell’Australia occidentale.In particolare le piattaforme carbonatiche del nostro Paese sono confrontate abitualmente alla piana di marea, tidal flat, di Andros (Bahama), un ecosistema tra i più studiati in termini di clima, regime delle maree, circolazione dell’acqua, fisiografia ecc. E nel nostro Paese le piattaforme carbonatiche sono prosperate nelle diverse province geologiche della placca Adria e durante la loro vita, dal Triassico al Miocene, sono state sottoposte a una sequela piuttosto articolata di eventi. Tra il Triassico supeFig. 1.5 Modello di strato che esprime un ciclo peritidale. riore e il Giurassico inferiore sono state lacerate da pro(Semplificato da A. Bosellini et al., 1991) cessi distensivi in conseguenza dell’apertura dell’Oceano ligure-piemontese; nella restante parte del Giurassico sono sprofondate su vaste aree, annegate come si usa dire, ben al di sotto della zona fotica; a partire dal Cretaceo e nel corso del Terziario sono state coinvolte nelle deformazioni connesse con la strutturazione delle catene alpina e appenninica. Attualmente, nei settori più esterni come la Puglia e il Plateau Ibleo, costituiscono aree relativamente stabili, in posizione di avampaese rispetto al fronte dell’avanzante catena appenninico-maghrebide.

Le piattaforme del Triassico medio delle Alpi Meridionali Risale all’Anisico-Ladinico, un periodo di tempo tra i 240 e i 230 milioni di anni fa, lo sviluppo delle più antiche piattaforme carbonatiche del Mesozoico. È un momento di generale innalzamento del livello del mare che si sviluppa su un paesaggio non omogeneo determinando perciò importanti differenze di batimetria con formazione di bacini relativamente profondi all’interno di vaste piattaforme carbonatiche. Quella del Calcare di Esino si sviluppa nelle Prealpi lombarde, tra i laghi di Como e Garda in particolare, dove spicca con immediatezza nel paesaggio dando luogo a forme aspre, con pareti scoscese. È testimoniata da un piastrone calcareo-dolomitico che raggiunge anche i 1200 m di spessore, costituito sia da banchi massicci con resti fossili di ammonoidi, bivalvi, gasteropodi e organismi di scogliera, sia da strati metrici con resti algali significativi di cicli peritidali. Alla sua

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sommità si trovano brecce calcaree, strutture da essiccamento, forme di dissoluzione carsica e antichi suoli rossastri che ne documenterebbero l’emersione, l’esposizione agli agenti dell’erosione meteorica e di conseguenza la sua definitiva estinzione. A essa si associano lateralmente potenti successioni di strati calcarei, marnosi e argillosi di colore scuro, con frequenti resti carboniosi di vegetali, note in letteratura come formazioni di Wengen, Perledo, Varenna e Lozio; si sarebbero accumulate entro bacini profondi, solchi all’interno della piattaforma, con fondali in condizione di anossicità. Sono pure ascrivibili al Triassico medio le più significative piattaforme delle Dolomiti, esemplari non solo per la spettacolarità degli scenari paesaggistici a cui danno luogo ma anche per la testimonianza di evoluzione geologica che suggeriscono. Si deve ai ricercatori dell’Università di Ferrara la loro chiara distinzione in due gruppi: uno precedente e l’altro successivo a un evento di effusioni vulcaniche (Fig. 1.6).

Fig. 1.6

Modello di sviluppo delle piattaforme carbonatiche del Triassico medio delle Dolomiti. (Da A. Bosellini et al., 1996).

– Le prime mostrano nella loro parte centrale la tendenza a una forte crescita verso l’alto, aggradazione, con stratificazione ciclica peritidale sviluppata su grandi spessori. Verso l’esterno sono caratterizzate da pendii che, accrescendosi, tendono a diventare sempre più acclivi per raccordarsi al fondale del contiguo bacino soggetto a continuo approfondimento. Questo primo gruppo di piattaforme trova l’espressione più vistosa nella zona Sciliar-Catinaccio con gli strati orizzontali del nucleo centrale ancora conservati alle Torri del Vajolet, ma soprattutto con le geometrie deposizionali dell’originario pendio ben preservate lungo le imponenti pareti del Catinaccio. Infatti la parete superiore del versante occidentale del Catinaccio è formata da orizzonti clinostratificati, continui alla scala delle centinaia di metri, con inclinazioni che vanno da 15°-20° fino a 35°-40°, formati da accatastamenti di blocchi rocciosi franati dal margine della piattaforma. – Le piattaforme successive all’evento vulcanico si differenziano dalle precedenti in quanto hanno un nucleo centrale con una successione di strati di spessore ridotto e pendii con orizzonti clinostratificati che, contrariamente alle piattaforme

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precedenti, verso l’alto tendono a diventare progressivamente meno acclivi. Questo fatto sarebbe giustificato dalla relativa stabilità del livello del mare che si accompagna al sollevamento dei fondali del bacino determinato dal continuo e forte accumulo di sedimenti. Il Gruppo del Sella, uno dei più spettacolari massicci montuosi delle Dolomiti, si presta particolarmente bene allo studio di questo secondo tipo di piattaforme. La Dolomia cassiana, costituente la piattaforma del Sella propriamente detta, dà luogo a un edificio subcircolare con diametro di circa 6 km conservato pressoché per intero attorno al Piz Boé. Gran parte della piattaforma è rappresentata da orizzonti clinostratificati osservabili sulla parete inferiore del massiccio e disposti radialmente rispetto al nucleo centrale. Questi orizzonti sono formati da accumuli di detriti carbonatici, dalle brecce alle calcareniti grossolane, la cui disposizione riflette l’inclinazione dell’originario pendio di raccordo al circostante bacino. Gli strati orizzontali della parte più interna della piattaforma sono separati dalle clinoformi del pendio da una ristretta fascia di dolomie massicce, localmente con colonie di coralli, indicative della scogliera che bordava il margine della piattaforma.

La piattaforma del Triassico superiore Una vasta piattaforma carbonatica del Norico nota con il nome di Dolomia Principale, Hauptdolomit per gli studiosi di lingua tedesca (R. Lepsius, 1876), si distribuisce con continuità nell’Austroalpino delle Alpi Centrali e nelle Alpi Meridionali dalla Lombardia alla Slovenia. Su areali più limitati unità equivalenti sono presenti anche in altre parti del nostro Paese: in Alpi Apuane e nel Monte Pisano con la formazione dei Grezzoni, in vari settori dell’arco appenninico a sud dei Monti Sabini e in Sicilia nelle piattaforme panormide, trapanese e iblea. La Dolomia Principale e le altre formazioni a essa equivalenti sono costituite prevalentemente da successioni regolari di strati ma anche da bancate massicce, con spessori complessivi che possono raggiungere i 2.000 m. I singoli strati, di natura dolomitica, esprimono altrettanti cicli peritidali, con una parte inferiore (subtidale) omogenea a resti fossili di alghe dasycladacee, bivalvi e gasteropodi; e una parte superiore (sopratidale) a sottili lamine algali, con brecce (brecce loferitiche) e strutture varie che rivelano temporanee emersioni. Le bancate massicce sono formate da dolomie grigiastre a tessitura omogenea riferibili a momenti di prolungata sommersione della piattaforma. La piattaforma della Dolomia Principale registra un avvenimento geologico di importanza globale: l’inizio di quella lacerazione crostale che a partire dal Giurassico inferiore, qualche milione d’anni più tardi, culminerà nell’apertura dell’Oceano ligure-piemontese. È un evento distensivo che provoca la segmentazione della Dolomia Principale in un mosaico di bacini profondi e di zone in cui persistevano condizioni di acque basse; una geografia piuttosto articolata ben documentata tra i laghi di Como e Garda (Fig. 1.7) ma che trova testimonianza in diverse parti della Placca Adria, dalla regione alpina alla Sicilia.

La Piattaforma veneta: morte e resurrezione di una piattaforma La distensione crostale annunciata nel Norico giunge a compimento nel Giurassico inferiore, circa 190 milioni di anni fa, con la definizione di una struttura a horst e graben nell’intero settore delle Alpi Meridionali, al margine di un Oceano ligure-piemontese ormai chiaramente delineato. A seguito di tale evento la Piattaforma veneta, detta anche di Trento, si andò configurando come un’area rilevata rispetto ai contigui bacini lombardo e di Belluno, rispettivamente a ovest e a est. Essa si estendeva per oltre 60 km dal Lago di Garda al Monte Grappa con condizioni di acque basse che, in quel primo momento della sua storia, si sono conservate sino alla fine del Liassico, per lo meno sino a circa 175 milioni di anni fa. E quella storia ci è raccontata dai Calcari Grigi, una successione di strati di spessore anche superiore ai 500 m che riscuoteva l’interesse degli studiosi, già nell’Ottocento e nei primi decenni del Novecento, per la ricchissima fauna e flora fossile in essa contenute. Agli inizi degli anni Settanta del secolo scorso ne è stato delineato un moderno inquadramento stratigrafico e ne sono stati riconosciuti significato e posizione nella paleogeografia alpina. I Calcari Grigi (Fig. 1.8) raccontano la storia di una piattaforma carbonatica che si sviluppa all’inizio in condizioni prevalentemente subtidali, e successivamente da peritidali a lagunari. La parte subtidale è costituita da cicli di circa un metro di spessore caratterizzati dall’alternanza di strati calcarei fini e livelli centimetrici di argilla verde; una tematica deposizionale dovuta a variazioni cicliche del livello del mare per cause glacioeustatiche, con periodico instaurarsi di profondità estrema-

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Fig. 1.7

La distribuzione delle facies della Dolomia Principale nel corso del Norico medio nelle Prealpi bergamasche. 1, bacini

intrapiattaforma; 2, brecce dei pendii tra piattaforma e bacino; 3, facies di margine di piattaforma; 4 facies delle parti interne della piattaforma. (Semplificato da F. Berra e F. Jadoul, 1996).

Fig. 1.8

Schema dei rapporti stratigrafici tra le formazioni della Piattaforma veneta (Piattaforma di Trento) durante il Giurassico

inferiore. (Semplificato da D. Masetti et al., 1996).


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mente ridotte e avvelenamento delle acque (aumento della salinità, ecc.) che avrebbero portato alla morte delle comunità di organismi produttori di carbonato di calcio e all’accumulo di fanghi argillosi. La parte peritidale dei Calcari Grigi, condizionata dalle variazioni cicliche del livello di marea, è formata da strati calcarei metrici esprimenti la stessa tematica deposizionale della Dolomia Principale; con una parte inferiore omogenea e una superiore scomposta in lamine sottili aventi il significato di tappeti sovrapposti di alghe unicellulari (stromatoliti). La successione dei Calcari Grigi verso l’alto è caratterizzata dalla presenza di una cornice rocciosa di natura oolitica (MM) e infine dal Membro di Rotzo (MR) che ne rappresenta l’aspetto più tipico e conosciuto. Questo membro, Noriglioschisten dei vecchi autori, è formato da strati calcarei e marnosi e da banchi a Lithiotis, accumuli di grandi bivalvi che si possono considerare gli antenati liassici delle ostriche attuali. Con la deposizione del Membro di Rotzo la Piattaforma veneta avrebbe assunto l’aspetto di una laFig. 1.9 Il “Lessini Shelf”, una piattaforma carbonatica di età guna poco profonda racchiusa ai margini da cordoni di paleogenica, “risorta” sull’areale della Piattaforma Veneta che dune di sabbie oolitiche ancora preservate come Oolite era “annegata” nel Giurassico medio. 1, sedimenti calcarei di di Massone (OM) sul suo margine gardesano. bacino di età giurassica; 2, sedimenti calcarei liassici di acque E giungiamo alla fine del Liassico, a circa 175 milioni basse (Calcari Grigi e Corna) della Piattaforma veneta; 3, depositi di anni fa, quando la Piattaforma veneta subisce un traneritici eocenico-oligocenici (scogliere e lagune) della piattaforma collo relativamente immediato, con un approfondimendei Lessini. (Da A. Bosellini, 1991). to generalizzato, “annegamento”, che ne determina la trasformazione da piattaforma carbonatica a “plateau pelagico”, una condizione di mare relativamente profondo che si conserverà per almeno 120 milioni d’anni, fino all’Eocene inferiore circa 50 milioni di anni fa; questo è quanto ci suggerisce la deposizione dei calcari nodulari del Rosso Ammonitico, dei calcari bianchi della Maiolica e delle marne della Scaglia rossa, la serie di formazioni rocciose successiva ai Calcari Grigi. Dopo la morte la resurrezione; con il ripristino, nell’Eocene, di condizioni di acque basse nell’area dei Monti Lessini (Fig. 1.9); un paesaggio con scogliere, lagune e isole punteggiato da numerosi edifici vulcanici. È la parte del “plateau pelagico” che reagisce all’orogenesi alpina comportandosi rigidamente come un tutt’uno, sollevandosi in modo uniforme in quanto “chiodata” dai camini vulcanici che la penetrano e dal carapace di espandimenti lavici che la ricopre.

La Piattaforma apula: evoluzione di un margine Il problema dei margini delle piattaforme carbonatiche e dei pendii o delle scarpate che ne fanno transizione ai contigui bacini è uno di quelli più dibattuti dagli studiosi di geologia italiana sin dagli anni Sessanta e Settanta del secolo appena scorso. Nelle pagine prece denti è stata riservata attenzione al significato degli accumuli detritici, di brecce e megabrecce, che organizzati in orizzonti clinostratificati si distribuiscono attorno alle piattaforme del Triassico medio delle Dolomiti. Essi sottolineano l’andamento di un pendio che si evolve essenzialmente sotto il controllo delle relazioni reciproche tra velocità di accumulo dei sedimenti, subsidenza dei fondali e variazioni del livello del mare. Ma non è sempre così, in quanto in certi casi i margini della piattaforma sono brutalmente troncati da pareti di faglia a forte pendenza alle quali i sedimenti del bacino tendono semplicemente ad accostarsi. A questo proposito sono indicativi gli esempi delle piattaforme veneta e laziale abruzzese delimitate da faglie rispetto ai bacini lombardo e umbro-marchigiano, palesemente ereditate dal rifting del Liassico. Faglie antiche, paleofaglie, zone di debolezza crostale che durante l’oroge-

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nesi del Terziario hanno costituito superfici preferenziali di movimento, anche per lo sviluppo di importanti sovrascorrimenti; nell’attuale panorama geologico ne sono testimonianza la linea Ballino-Garda e la linea Olevano-Antrodoco-Monti Sibillini. Una storia ancora diversa è raccontata per i margini della Piattaforma apula, una piattaforma carbonatica che si è conservata per lo meno dal Giurassico al Neogene, continuando a rappresentare uno dei tratti più significativi della paleogeografia della Placca Adria. Essa fa parte dell’avampaese stabile e relativamente indeformato della catena appenninica e con una impalcatura carbonatica di oltre 6.000 m di spessore forma i rilievi del Gargano, delle Murge e delle Serre salentine; ad essa è riferita anche la Montagna della Maiella dove però risulta coinvolta nella struttura della catena appenninica. La storia è ricostruita dai ricercatori dell’Università di Ferrara al margine orientale del Gargano, al passaggio tra piattaforma e Bacino ionico, attraverso i circa 100 milioni d’anni che intercorrono tra la fine del Giurassico e l’Eocene medio. Nella Fig. 1.10 è sintetizzata in tre momenti successivi, contrassegnati da periodici abbassamenti del livello del mare a cui consegue l’emersione della piattaforma, la sua profonda incisione erosiva e lo smantellamento dei suoi margini ad opera di frane catastrofiche. A-Siamo attorno ai 135 milioni di anni fa, tra la fine del Giurassico e l’inizio del Cretacico. Il livello del mare è relativamente alto e sulla piattaforma si accumulano sedimenti di laguna e di piana di marea; al suo margine attecchiscono scogliere a coralli, poriferi e rudiste misti a materiale detritico derivante dalla loro frammentazione ad opera del moto ondoso. Il raccordo piattaforma-bacino è un dolce pendio costruito da sedimenti a granulometria decrescente verso il largo. B-Sono databili al Cretacico medio-superiore, circa 95 milioni di anni fa, le due situazioni successive raffigurate in B’ e B”. In B’, con il livello del mare relativamente basso, la piattaforma è smantellata dagli agenti dell’erosione e oltre il suo margine, sul pendio, si accatastano brecce in accumuli anche imponenti. In B” il livello del mare si è di nuovo innalzato e si va costruendo una nuova piattaforma con un margine colonizzato ancora da organismi costruttori e un pendio regolare che va progradando verso il bacino. C-Siamo all’Eocene medio, attorno ai 45 milioni di anni fa, con le variazioni del livello del mare che si ripetono: ancora franamenti di brecce sui pendii nel momento di esposizione subaerea del margine; e poi costruzione di una nuova piattaforma con depositi clinostratificati sui pendii di raccordo graduale a quelli del bacino. Le piattaforme carbonatiche costituiscono una preziosa fonte di informazioni per la ricostruzione degli eventi geologici che hanno portato all’attuale conformazione del nostro Paese. Da un affascinante ambiente marino a bassi fondali, paragonabile a quello delle regioni caraibiche, ai paesaggi spettacolari di certe catene montuose; una storia che si è protratta per oltre 150 milioni d’anni, da prima dell’individuazione della Placca Adria fino al suo coinvolgimento nella strutturazione delle catene alpina e appenninica. Se i processi di estensione della crosta terrestre, tra il Triassico superiore e il Giurassico, hanno guidato crescita e sviluppo delle piattaforme carbonatiche, quelli di contrazione crostale connessi all’orogenesi, a partire dal Cretacico superiore, hanno indotto estesi lembi di piattaforma ad accavallarsi l’uno sull’altro, dalle parti interne verso l’esterno delle catene. E oggi i geologi si trovano ad affrontarle così, profondamente deformate, anche con lembi di età più antica accavallati su altri più giovani. Sia in Alpi Meridionali che in Appennino meridionale, come esposto nel cap. 3, certe situazioni hanno costituito motivo di vivace dibattito scientifico tra diverse scuole di pensiero anche per l’importanza economica che le piattaforme carbonatiche possono rivestire in quanto potenziali serbatoi di idrocarburi.

[1.4] Correnti di torbidità e torbiditi: orogenesi e riempimento dei bacini Una relazione di causa-effetto espressa da particolari successioni sedimentarie caratterizzate dalla regolare alternanza di strati arenacei e pelitici; note fin dai primi decenni dell’Ottocento ma significativamente interpretate a partire dalla metà del secolo scorso con il contributo fondamentale di due eminenti geologi di scuola toscana: Roberto Signorini e Carlo Ippolito Migliorini. Signorini fu il primo (1936) a riconoscere la gradazione, vale a dire la diminuzione della granulometria dal basso verso l’alto, negli strati arenacei di certe formazioni marnoso-arenacee dell’Appennino settentrionale; intuendone così il senso di sedimentazione e la deposizione in acque relativamente profonde. E Migliorini fu il primo a interpretarne l’origine ad opera di correnti “torbide” e dense in un paio di pagine ritenute una pietra “miliare” nello studio dei sedimenti.

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Cap. 1 Complessi rocciosi che “fanno più storia”

Fig. 1.10

Ricostruzione del margine garganico durante tre distinti momenti della sua storia evolutiva. A) Fine Giurassico-Cretacico

inferiore. Il margine è bordato da scogliere (C) a poriferi, coralli e rudiste (Calcare di Monte Sacro), alle quali si associano sabbie (S) bioclastiche e oolitiche (Calcari oolitici di Coppa Guardiola). Verso l’interno della piattaforma prevalgono depositi fangosi a formare limitate piane tidali espressi dalla Formazione di San Giovanni Rotondo (T). A’ è una sezione attraverso il raccordo piattaformabacino con un dolce pendio occupato dai depositi bioclastici della Formazione di Mattinata. B) Cretacico medio-superiore. Alla fine dell’Albiano e durante il Cenomaniano ripetuti abbassamenti del livello marino espongono la piattaforma con conseguente formazione di bauxite (Bx), mentre il margine subisce estese erosioni e collassi e la sua conformazione ne risulta profondamente frastagliata; la sezione B’ raffigura questa situazione, con accumulo sul pendio della Megabreccia di Monte S. Angelo. Dopo la fase di smantellamento in B’’ è rappresentata la successiva colonizzazione del margine e la ripresa della sua progradazione fisiologica documentata dalla Formazione di Monte Acuto progradante sul bacino della Scaglia. C) Eocene medio. Un nuovo abbassamento del livello marino mette allo scoperto la piattaforma cretaceo-eocenica. Si ha un profondo smantellamento di estesi tratti di margine e il conseguente accumulo di megabrecce. Tuttavia estesi banchi nummulitici, espressi dal Calcare di Monte Saraceno, suturano le superfici erose e progradano radialmente verso bacino come documentato dall’ampia fascia di depositi gravitativi di pendio e di base-pendio della Formazione di Peschici (C’). (Da A. Bosellini et al., 1993).

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P.H. Kuenen, ricercatore olandese, arrivò a produrre depositi gradati facendo fluire in vasca miscele di acqua, sabbia e argilla, intendendo così simulare i flussi catastrofici segnalati in ambiente subacqueo sin dalla fine dell’Ottocento e indicati per la prima volta come correnti di torbidità (turbidity current) da D. Johnson nel 1938. Kuenen ricercatore di laboratorio e Migliorini geologo di terreno si incontrarono casualmente a Londra in occasione del 18° Congresso Internazionale di Geologia e, attraverso il confronto delle rispettive esperienze, arrivarono a proporre (1950) l’origine torbiditica per gli strati gradati del Macigno appenninico. Dalla fine degli anni Cinquanta gli studi sulle torbiditi si svilupparono in maniera esponenziale, anche per merito di ricercatori di estrazione industriale che ne sottolineavano l’importanza come reservoir di idrocarburi. A partire da quegli anni sulle torbiditi si cominciarono anche a formulare modelli di sviluppo basati sia su strati sedimentari antichi, sia su accumuli attuali di mare profondo. Cominciò A.H. Bouma (1962) col proporre la successione verticale di strutture sedimentarie, la sequenza di Bouma, in singoli strati di origine torbiditica; sintesi di osservazioni compiute sui Grés d’Annot, una formazione oligocenica del SE della Francia, così come su formazioni arenacee dell’Appennino settentrionale. Degli stessi strati Bouma propose anche l’evoluzione in senso areale in corrispondenza di accumuli sedimentari di forma conica (Fig. 1.11); iniziò così la lunga storia del modello di conoide sottomarina (submarine fan, deep sea fan) che si rivelò il più influente strumento sedimentologico nell’industria petrolifera per interpretare gli ambienti di acque profonde. W.R. Normark nel 1970 ricostruì il primo modello di conoide riferito allo studio di piccoli accumuli sabbiosi attuali dell’offshore della California; E. Mutti e F. Ricci Lucchi, invece, nel 1972 furono i primi a proporre un modello basato su strati sedimentari antichi, un modello a cui si ritiene opportuno dare il giusto risalto in quanto in gran parte formulato su affioramenti di formazioni rocciose molto significative nella geologia del nostro Paese. E quello della conoide sottomarina è un riferimento che nell’industria petrolifera trova ancora un certo riscontro anche se diversi autori negli anni Novanta ne cominciarono a sostenere l’obsolescenza giungendo anche a suggerirne l’abbandono. Tra l’altro gli stessi proponenti furono tra i primi a metterne in luce i limiti soprattutto per la difficoltà di confrontare i caratteri di conoidi antiche e moderne; e suggerirono altre soluzioni, se non alternative, comunque più congruenti con il progresso delle conoscenze relative soprattutto: all’idrodinamica delle correnti subacquee, a morfologia e facies dei moderni depositi sottomarini, alla relazione tra le successioni antiche e le ragioni della stratigrafia sequenziale che nel frattempo si andava affermando sotto l’impulso determinante dell’esplorazione sismica del sottosuolo (stratigrafia sismica). Lo stesso concetto di corrente di torbidità negli ultimi 50 anni è stato espresso in modo differente portando alla deFig. 1.11 Caratteri della sequenza di Bouma in un modello di finizione di una pletora di torbiditi (es. flussotorbiditi, megastrato torbiditico, in sezione verticale e nella sua distribuzione torbiditi, sismotorbiditi, torbiditi ad alta densità, ecc.), tutte, coareale; con cinque intervalli, Ta-e, riconducibili a successive fasi munque, aventi in comune la gradazione normale. Attualdel regime di una corrente di torbidità: a, decantazione mente (J. Muldert e J. Alexander, 2001) si tende a differengrossolana massiva che produce solo gradazione; b-c-d, ziare le correnti di torbidità s.l. da quelle s.s. Per le prime il ridecantazione più trazione con conseguenti gradazione e ferimento è ancora la definizione originaria (G.V. Middlelaminazioni parallele e obliqua; e, decantazione massiva di ton e M.A. Hampton, 1973) che recita di flussi di sedisedimento fine. (Da A.H. Bouma, 1962). menti controllati dalla gravità (sediment gravity flow) in cui il

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sedimento è tenuto in sospensione da numerosi meccanismi tra i quali la turbolenza (turbidity current, fluidized sediment flow, grain flow, debris flow). Per le correnti s.s. invece si parla di flussi a “reologia newtoniana” in cui la concentrazione del sedimento non è superiore al 9% e consente il pieno sostegno da parte della turbolenza. Nel primo caso ne conseguono strati torbiditici derivanti anche da flussi iperconcentrati e coesivi, capaci di trasportare materiale grossolano. È opinione ancora largamente condivisa quella di ritenere le correnti di torbidità uno dei più significativi veicoli di trasporto dei sedimenti terrigeni dalle zone di acque basse verso il mare aperto; innescate da processi di diversa origine (terremoti, sollecitazioni tettoniche, variazioni del livello del mare, un eccessivo accumulo di sedimenti in prossimità della scarpata continentale, ecc.) sarebbero in grado di rimobilizzare grandi volumi di sedimenti, anche costieri, e convogliarli ben oltre i limiti della scarpata continentale. Negli ultimi anni, però, si è avviata una revisione critica di questi concetti. Da un lato si è andata affermando l’importanza di torbiditi di materiale coesivo e ad alta densità, derivanti direttamente da franamenti dalla scarpata continentale; da un altro lato la collocazione di accumuli di tipo torbiditico anche in acque relativamente poco profonde. In quest’ultimo caso si tratterebbe di depositi dovuti a flussi fangosi, correnti iperpicnali, generati direttamente da apporti fluviali relativi a eventi meteo di entità eccezionale. Storia e problematiche connesse a correnti di torbidità e torbiditi sono trattate in modo chiaro ed esaustivo in G. Shanmugam (2000) e Mutti et al. (2009).

Strati e successioni torbiditiche Le successioni torbiditiche si presentano comunemente come monotone e ripetute alternanze di strati arenaceo-pelitici nei quali è sempre riconoscibile la sequenza di Bouma, anche se spesso in forma incompleta. Esse sono note pure come flysch, un termine usato nella Svizzera centrale in riferimento a rocce argillose che predispongono i versanti montuosi alla franosità; un termine che, introdotto nella letteratura geologica dal geologo svizzero B. Studer nel 1927, è entrato nell’uso comune più propriamente in relazione alla sedimentazione in contesti di tettonica sinsedimentaria, per segnalarne la stretta relazione con i momenti più significativi di deformazione delle catene a sovrascorrimenti (thrust fold belt). Nelle nostre catene, ad esempio, si va dalle torbiditi del Cretacico a quelle del Pliocene che hanno accompagnato una sequenza di fasi deformative che si è sviluppata pressoché senza soluzione di continuità per oltre 70 milioni d’anni. Le torbiditi delle catene alpina e appenninica nella letteratura geologica risultano spesso paradigmatiche per la proposta di modelli deposizionali che hanno suscitato l’interesse di tanti specialisti di settore; in particolare, quelle di alcune formazioni appenniniche rappresentano il riferimento dei modelli deposizionali proposti nello storico lavoro di Mutti e Ricci Lucchi (1972). Questi studiosi per primi suggeriscono i criteri per la definizione e l’interpretazione delle più comuni facies e associazioni di facies torbiditiche; ogni tipo di facies rifletterebbe uno o più processi deposizionali e le associazioni di facies consentirebbero le interpretazioni in termini di ambienti deposizionali: di scarpata, di conoide sottomarina e di pianura sottomarina in particolare (Fig. 1.12). E da quel momento si sono andati sempre meglio definendo i concetti di canali e lobi quali elementi più significativi dei suaccennati ambienti deposizionali. I canali sono ritenuti l’espressione di un rilievo negativo prodotto dal flusso confinato, di lunga durata nel tempo, di più correnti di torbidità s.l. Caratteristici della scarpata e delle parti più alte della conoide, nelle successioni stratigrafiche sarebbero rappresentati dal loro riempimento: pacchi di spessi strati arenacei e arenaceo-conglomeratici gradati, spesso a base erosiva, che marginalmente tendono a chiudersi o comunque ad assottigliarsi gradualmente. Si definiscono lobi dei corpi rocciosi decametrici costituiti da strati arenaceo-pelitici in cui la sequenza di Bouma è di solito ben espressa, tra loro paralleli e comunemente organizzati in intervalli in cui gli strati arenacei tendono ad aumentare di spessore verso l’alto. Si svilupperebbero sotto corrente rispetto ai canali andandosi a collocare nella parte più esterna della conoide, verso la pianura sottomarina. Sempre in riferimento a torbiditi antiche è lo stesso Mutti qualche anno più tardi (1985) a superare il modello della conoide sottomarina con l’introduzione del concetto di sistema torbiditico, espresso da corpi sedimentari diversamente configurati, con associazioni di facies che ne raccontano una complessa storia deposizionale (Fig. 1.13). Si tratterebbe di successioni arenacee, lateralmente estese, costituite da lobi a geometria tabulare allungati su distanze fino ad alcune decine di km in direzione delle correnti (tipo I); oppure di corpi arenacei canalizzati passanti sottocorrente ad accumuli lobati più circoscritti (tipo II). Entrambi i casi comporterebbero la risedimentazione, in bacini allungati, di grandi volumi di sedimento inconsolidato, franato da estese piattaforme deltizie a causa del sollevamento tettonico, ta-

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Storia geologica del Paese Italia

Caratteri diagnostici delle principali associazioni di facies torbiditiche

Fig. 1.12

Modello storico di successioni stratigrafiche rappresentative delle principali associazioni di facies torbiditiche e loro

riferimento agli ambienti di scarpata, pianura sottomarina e conoide sottomarina. (Da E. Mutti e F. Ricci Lucchi, 1972).

lora combinato con abbassamento del livello del mare, delle zone marginali del bacino. Sarebbero invece da collegare a momenti di generale risalita del livello del mare locali accumuli di sistemi essenzialmente pelitici (tipo III), dovuti a correnti di torbiditĂ cariche di fango, comprendenti piccoli corpi arenacei canalizzati dovuti invece a processi di risedimentazione di minore entitĂ  di materiali sabbiosi collegabili al fronte di un delta progradante.

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La proposta di Mutti è il risultato di accurate analisi eseguite direttamente sul campo sostenute dalla convinzione che solo osservando direttamente lo sviluppo delle facies, sia in senso verticale che laterale, di singoli strati torbiditici e/o di pacchi di strati si può giungere a ricostruire la configurazione delle aree di accumulo dei depositi torbiditici.

Distribuzione e aspetto di significative successioni torbiditiche Le successioni torbiditiche del nostro Paese sono riconducibili agli ambienti tettono-sedimentari che si sono andati formando ed evolvendo con lo sviluppo del sistema a falde alpino-appenninico, nelle fasi di convergenza e post-collisionale delle placche Adria ed Europa. Alla fase di convergenza si accompagna l’origine, nell’Oceano ligure-piemontese e in zone marginali dello stesso, di torbiditi cretacico-eoceniche; a quella post-collisionale, a partire dall’Oligocene, sono legate le torbiditi dei bacini di avanfossa dell’intero arco appenninico-maghrebide. Gli esempi proposti possono essere ritenuti importanti nel racconto dei momenti più significativi di una storia geologica di oltre 70 milioni d’anni. I flysch a elmintoidi dell’Oceano ligure-piemontese Dalle Alpi liguri alla Toscana meridionale spesso spicFig. 1.13 I principali tipi di sistemi deposizionali torbiditici. (Da cano nel paesaggio versanti montuosi segnati da spettaE. Mutti, 1985). colari e monotone ripetizioni di strati scuri e chiari che se non sono tettonicamente molto disturbati possono essere seguiti lateralmente anche su distanze di qualche chilometro. Sono areniti (scure) passanti gradualmente a marne, marne calcaree (chiare) in successioni denominate flysch a elmintoidi o a elmintoidi e fucoidi per la presenza di tracce meandriformi (Helminthoidea labyrinthica) e di tracce arborescenti (fucoidi) dovute all’azione di organismi limivori. Risultano coinvolti nei sistemi a falde piemontese e ligure e caratterizzano la parte superiore di una successione sedimentaria che si sviluppa a partire dal Giurassico medio direttamente sulle ofioliti dell’Oceano ligure-piemontese. Sono suddivisibili in due raggruppamenti, rispettivamente di età Cretacico superiore-Paleocene e Paleocene-Eocene medio, sempre frammentati in placche distinte di estensione anche plurichilometrica. I principali flysch a elmintoidi del Cretacico superiore-Paleocene sono noti come: Flysch di San Remo distribuito dalla zona costiera verso il Colle di Tenda; Flysch di Monte Antola dal Genovesato verso nord sino alla Val Staffora; i flysch di Monte Caio e di Monte Cassio dall’entroterra di Massa all’Appennino emiliano. (Fig. 1.14). Le diverse denominazioni sono giustificate oltre che dalla distribuzione geografica anche da differenti associazioni di strati tra i quali con maggiore frequenza si osservano: – megastrati calcarenitico-marnosi, spessi anche qualche decina di metri, in cui la parte arenitica laminata, con gli intervalli della sequenza di Bouma, passa gradualmente a quella marnosa nettamente prevalente; – strati di marne calcaree anche plurimetrici, a granulometria leggermente più grossolana nella parte inferiore; – strati di arenarie silicoclastiche spessi fino a mezzo metro passanti verso l’alto a siltiti e poi gradualmente a banchi marnoso-argillosi. Gli strati di frequente terminano verso l’alto con pochi centimetri di argilliti scure, verdastre o cineree. Mentre le componenti arenitica e calcareo-marnosa sono ritenute di origine torbiditica i sottili livelli argillitici corrisponderebbero, almeno in parte, a momenti di sedimentazione normale, emipelagica, tra l’arrivo di una torbida e l’altra. Queste argilliti sug-

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gerirebbero una paleobatimetria al di sotto del limite di compensazione dei carbonati, pre sumibilmente oltre i 4.000 m di profondità, essendo del tutto privi di CaCo3 e con una microfauna fossile rappresentata da radiolari e scarsi foraminiferi bentonici agglutinanti. Sono profondità molto elevate, confrontabili con quelle delle pianure sottomarine e delle fosse oceaniche attuali, raggiunte da enormi quantità di sedimenti, quali: fanghi carbonatici a coccoliti e argilla rimobilizzati da aree morfologicamente più elevate, come “plateau” pelagici intrabacinali e piattaforme marginali; materiale detritico silicoclastico eroso da rocce granitiche e metamorfiche del Basamento cristallino corso-sardo e forse anche da quelle del basamento delle Alpi Orobiche. La forte tettonizzazione del flysch a elmintoidi nei sistemi a falde alpino e appenninico dà luogo a notevoli difficoltà nel delineare la morfologia dell’OLP a cui si ritiene riconducibile. Le ricostruzioni che vanno per la maggiore prevedono dei fondali accidentati con fosse e rilievi sottomarini, ritenuti connessi a zone di subduzione. Queste irregolarità morfologiche giustificherebbero la differenziazione dei vaFig. 1.14 Schema paleogeografico per il Cretacico superiore ri flysch a elmintoidi, per la loro collocazione originaria in bacini diversi, tra loro anche fisicamente separati. della porzione settentrionale, appenninica, dell’Oceano ligureNelle ricostruzioni paleogeografiche trovano posto piemontese. 1, zona di convergenza; 2, olistoliti e brecce ofiolitianche successioni torbiditiche costituite da arenarie quarche; 3, blocchi e detriti di materiali da crosta continentale; 4, cozoso-feldspatiche, come il Flysch dell’Elba e le arenarie di noidi sottomarine; 5, crosta oceanica dei flysch a elmintoidi. Monte Gottero e di Bordighera nell’entroterra della Liguria (Semplificato da E. Abbati e M. Sagri, 1982). di levante e di ponente rispettivamente. Sono ritenute l’espressione di conoidi sottomarine collocate nella parte interna dell’Oceano ligure-piemontese, adiacenti al margine continentale corso-sardo da cui traevano alimentazione. La conoide del Gottero con un completo ventaglio di facies torbiditiche sarebbe quella meglio preservata con uno sviluppo radiale verso la piana oceanica di 30-50 km. Il termine flysch a elmintoidi, originariamente indicativo di sole successioni cretacico-paleoceniche, successivamente è stato esteso anche a torbiditi, sempre a dominante carbonatica, di età compresa tra il Paleocene e l’Eocene medio,. Queste, indicate anche con la denominazione di alberese, sono pure note con nomi locali quali Flysch di Monte Morello in Toscana, Calcari di Monte Dosso, Formazione di Val Luretta e Flysch di Monte Sporno sugli Appennini di Parma e Piacenza. Si sarebbero accumulate nei settori orientali di un Oceano ligure-piemontese di estensione ridotta in quanto il suo margine occidentale, prossimo al Blocco corso-sardo, a partire dal Paleocene risultava già in via di deformazione. Il flysch cretacico della Bergamasca al margine del continente Adria Alla fase di convergenza tra le placche Adria ed Europa si lega pure l’origine del flysch cretacico della Bergamasca; una successione torbiditica di oltre 1.000 m di spessore, strutturata in pieghe e pieghe-faglie sudvergenti nella fascia pedemontana tra i laghi di Como e Iseo. Esso caratterizza la parte superiore della classica serie sedimentaria sudalpina che si sviluppa a partire dal Permiano direttamente sul Basamento cristallino del continente Adria presso il margine con l’OLP. Si compone di quattro sistemi torbiditici: un sistema torbiditico-emipelagico cenomaniano; un sistema torbiditico turoniano con arenarie a grana fine (Flysch di Pontida); un sistema torbiditico coniaciano-santoniano con spessi strati arenacei gradati (Arenarie di Sarnico) e conglomerati derivanti da processi di debris flow (Conglomerato di Sirone); un sistema torbiditico campaniano con arenarie e calcareniti in strati medi e sottili con ben espressa la sequenza di Bouma (Flysch di Bergamo). Le relazioni stratigrafiche tra le diverse facies sedimentarie, le indicazioni derivate dalle paleocorrenti e dalla natura del

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Cap. 1 Complessi rocciosi che “fanno più storia”

materiale detritico, consentono di ricostruire il bacino del flysch cretacico della Bergamasca allungato in direzione est-ovest e alimentato da aree sorgenti settentrionali. È ormai acquisito che si trattasse dell’avanfossa in evoluzione davanti al fronte delle Alpi Meridionali, strutturate in sovrascorrimenti sud vergenti già nella loro primitiva fase di crescita (fase eoalpina). La petrografia del flysch della Bergamasca mostra una stretta analogia con quella di alcune formazioni ritenute di pertinenza ligure (Arenarie di Ostia, Pietraforte, ecc.); questo ha indotto a ipotizzare la continuità dell’avanfossa oltre i limiti del continente Adria, verso l’Oceano ligure-piemontese. Le torbiditi oligo-mioceniche dell’avanfossa appenninico-maghrebide Lungo l’intero asse della penisola sino alla Sicilia le successioni torbiditiche oligoceniche e neogeniche offrono esposizioni di sedimenti sinorogenici di mare profondo tra le più spettacolari del mondo. Si sono accomodate nel sistema di avanfossa che seguiva la graduale migrazione verso l’esterno della catena appenninico-maghrebide nel corso della sua storia post-collisionale, per poi essere a loro volta progressivamente deformate e coinvolte nel sistema a falde della catena stessa. Macigno-Cervarola-Marnoso/arenacea: la “triade” dell’Appennino settentrionale Sono tre grandi successioni terrigene silicoclastiche distribuite in direzione NO-SE lungo un arco di circa 250 km tra l’Appennino emiliano e l’Umbria, lateralmente esteso dal Tirreno all’Adriatico; tre prismi torbiditici progressivamente più giovani da ovest verso est, con il Macigno del tardo Oligocene-Aquitaniano, il Cervarola dell’Aquitaniano-Langhiano, la Marnoso/arenacea (MA) del Serravalliano-Tortoniano (Fig. 1.15). Esse, in tempi successivi, segnano l’inizio della sedimentazione terrigena alla sommità di una successione sedimentaria che si sviluppa a partire dal Triassico su un substrato di crosta continentale Adria. Macigno, Cervarola e MA sono coperti dalla coltre alloctona liguride, comprensiva dei flysch a elmintoidi, che li ha sovrascorsi con direzione di trasporto da ovest verso est. Costituiscono tre embrici, sovrapposti l’uno all’altro, che al loro interno sono strutturati in un complesso sistema di pieghe e pieghe-faglie pure est-vergenti. In particolare, il Macigno sovrascorre sul Cervarola dal Frignano, alto Appennino tosco-emiliano, in direzione SE lungo la Val d’Arno sino alla Val di Chiana; il Cervarola a sua volta si accavalla sulla MA tra l’alto Appennino romagnolo e Orvieto, lungo l’allineamento Monte Falterona-Val Tiberina-Perugia. Alcuni studiosi considerano Macigno e Cervarola come un’unica successione stratigrafica di spessore anche superiore ai 3.000 m, che pur nella varietà del rapporto tra strati arenacei e pelitici, è prevalentemente arenacea nella parte inferiore e a dominante pelitica verso l’alto. Le arenarie sono grossolane, in strati tabulari frequentemente amalgamati; le peliti sono alternate ad arenarie sottilmente stratificate e associate a megastrati arenacei di grande estensione laterale a composizione sia silicoclastica che carbonatica. In Val Trebbia, Appennino piacentino, in finestra tettonica sotto la coltre alloctona liguride, è osservabile l’esposizione più occidentale del Cervarola, con una successione di strati arenacei gradati, intercalati a intervalli pelitici, organizzati in lobi decametrici all’interno dei quali il loFig. 1.15 ro spessore aumenta verso l’alto (megasequenze negative). (Fig. Distribuzione geografica delle formazioni Maci1.16). Essi si assottigliano lateralmente in modo spettacolagno+Cervarola e della Marnoso/arenacea (con indicate le linee di re suggerendo la loro chiusura verso i margini dell’originario uguale spessore. 1, spessore della MA nel sottosuolo; 2, limite di bacino di deposizione. La MA con uno spessore da 1.000 a distribuzione di MA nel sottosuolo; 3, affioramento di MA; 4, af3.000 m rappresenta il principale prisma terrigeno del Miofioramento di Macigno+Cervarola; 5, spessore di Macigno + Cercene e può essere suddivisa in tre parti, da SO a NE rispettivarola dagli affioramenti. (Da A. Argnani e F. Ricci Lucchi, 2001).

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vamente di età langhiana, serravalliana e tortoniana. La sua facies più tipica e volumetricamente predominante ricorre nella parte interna, nelle valli del Santerno e del Bidente. Essa è fatta di peliti e arenarie sottilmente stratificate a cui si intercalano arenarie sia in pacchi di strati amalgamati, sia in strati di grande estensione. Questi ultimi, localmente noti come tipo Contessa, sono megatorbiditi ricche anche di frammenti carbonatici. Macigno, Cervarola e MA malgrado la grande varietà delle loro facies formano un gruppo relativamente omogeneo caratterizzato dalla prevalenza di sistemi torbiditici del tipo 2 (sensu Mutti, 1985), da una certa uniformità composizionale, dall’analogia nella direzione degli apporti, da una marcata consequenzialità di accumulo nelle rispettive avanfosse. Composizione petrografia delle arenarie e direzione delle paleocorrenti concordano nel suggerire un’origine delle correnti di torbidità prevalentemente da NO; quarzo, feldspati e frammenti di rocce magmatiche e metamorfiche deriverebbero dall’erosione di un Basamento cristallino collocabile all’interno delle Alpi Occidentali. In particolare riguardo al Macigno, la necessità di trovare una giustificazione per un volume di circa 600 km3 di detriti convogliati nell’avanfossa, ha portato a ipotizzare l’erosione di un esteso basamento presumibilmente coinvolto, tra l’Oligocene superiore e il Miocene inferiore, nel sollevamento della Zona Ivrea-Verbano. Per la MA la direzione delle paleocorrenti indicherebbero una provenienza da SO per le megatorbiditi ricche di detrito carbonatico degli strati tipo Contessa (A. Di Giulio, 1999). È importante sottolineare come le correnti di torbidità fluisFig. 1.16 Esempi di megasequenze negative con ispessisero parallelamente all’asse dell’avanfossa oligo-miocenica mento degli strati verso l’alto, nelle Arenarie di San Salvatore dell’Appennino centro-settentrionale e soprattutto come in (Unità Cervarola) in Val Trebbia, Appennino piacentino.(Da E. larga misura fossero alimentate da sorgenti poste all’esterno Mutti e G. Ghibaudo, 1972). della catena; sono del tutto limitati gli apporti provenienti direttamente dalla catena stessa, testimoniati soprattutto da orizzonti di rocce caotiche staccatisi dal fronte avanzante della coltre alloctona liguride. La profondità dell’avanfossa è stimata dell’ordine del migliaio di metri e la sua ampiezza tra 90 e 180 km; in essa Macigno, Cervarola e MA si sono distribuite in aree depocentrali indotte progressivamente a migrare verso est dal graduale spostamento nella stessa direzione del fronte dell’edificio a falde appenninico. Si può affermare che in questa parte dell’Appennino il concetto di migrazione spazio-temporale dell’avanfossa trovi l’esemplificazione più classica. Il Flysch Numidico tra Appennino meridionale e Sicilia

Il Flysch Numidico: una formazione peculiare affiorante con continuità su una distanza di oltre 2.000 km da Gibilterra all’Appennino meridionale attraverso Marocco, Algeria, Tunisia e Sicilia. In territorio italiano è esposto su vaste aree dell’Appennino campano-lucano e in Sicilia dai Nebrodi alle Madonie fino al Trapanese, dove risulta scomposto in un sistema di scaglie tettoniche vergenti verso l’esterno della catena. Esso consiste in una successione di spessore superiore anche ai 1.500 m costituita da una alternanza di quarzareniti e peliti brune, talora dominanti, a cui si intercalano livelli caotici da franamenti gravitativi in massa, così come brecce calcaree grossolane e lenti conglomeratiche come

prodotto di flussi ad alta densità confinati in strette depressioni o canali. Pur nella varietà delle loro facies le arenarie del Flysch Numidico hanno in comune un’alta percentuale (80) di granuli di quarzo la cui origine sarebbe riconducibile all’erosione delle più antiche Arenarie Nubiane del Cratone africano. Il Flysch Numidico ha trovato spazio nel settore meridionale dell’avanfossa oligo-miocenica appennininico-maghrebide. La sua avanfossa è ritenuta allungata a sud della linea Gaeta-Gargano, una presumibile faglia trasversale a componente di trascorrenza che, unitamente all’analoga GiannutriChienti, verso nord ne interrompeva la continuità rispetto a quella di Macigno e Cervarola (M. Boccaletti et al., 1990).


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Premessa ........................................................................................................................................................................5 CaPITOLO 1 I COMPLESSI ROCCIOSI CHE “FANNO PIU’ STORIA” ........................................................6 1.1 Il Basamento cristallino: la crosta continentale e le radici degli orogeni ....................................................................7 1.2 Le Ofioliti: frammenti di un’antica crosta oceanica ..................................................................................................9 L’Oceano ligure-piemontese .........................................................................................................................................11 1.3 Le piattaforme carbonatiche: un mondo di bassi fondali nei mari intertropicali .............................................12 Le piattaforme del Triassico medio delle Alpi meridionali ...........................................................................................13 Le piattaforme del Triassico superiore ..........................................................................................................................15 La Piattaforma veneta: morte e resurrezione di una piattaforma .................................................................................15 La Piattaforma apula: evoluzione di un margine ...........................................................................................................17 1.4 Correnti di torbidità e torbiditi: orogenesi e riempimento dei bacini ................................................................18 Strati e successioni torbiditiche .....................................................................................................................................21 Distribuzione ed aspetto di significative successioni torbiditiche .................................................................................23 I flysch ad elmintoidi dell’Oceano ligure-piemontese .................................................................................................23 Il flysch cretacico della Bergamasca al margine del continente Adria ......................................................................24 Le torbiditi oligo-mioceniche dell’avanfossa appenninico-maghrebide ................................................................25 Macigno-Cervarola-Marnoso/arenacea: la “triade” dell’Appennino settentrionale ......................................................25 Il Flysch Numidico tra Appennino meridionale e Sicilia ............................................................................................26 CaPITOLO 2 LE PROVINCE GEOLOGICHE ......................................................................................................28 La catena alpina .............................................................................................................................................................28 La catena appenninico-maghrebide ..............................................................................................................................29 La zona di avampaese-avanfossa ...................................................................................................................................30 La Sardegna: un lembo di avampaese europeo .............................................................................................................31

CaPITOLO 3 ALPI E APPENNINI: una “esse” lunga quanto l’Italia .............................................................33 3.1 Le Alpi .........................................................................................................................................................................34 L’architettura della catena ..............................................................................................................................................35 I sistemi tettono-paleogeografici ..................................................................................................................................36 Il sistema elvetico-delfinese-provenzale .................................................................................................................36 Il sistema pennidico ................................................................................................................................................38 Il sistema austroalpino ............................................................................................................................................39 Le Alpi Meridionali ................................................................................................................................................40 Tempi e modi di sviluppo dell’orogenesi alpina ............................................................................................................43 3.2 La catena appenninico-maghrebide ........................................................................................................................43 L’Appennino settentrionale ..........................................................................................................................................44 Il Dominio tosco-umbro-marchigiano: il sistema avanfossa-avampaese ..............................................................45 Il Dominio subligure: la transizione oceano-continente ........................................................................................48 Il Dominio ligure: testimonianza dell’Oceano giurassico ......................................................................................49 Le successioni sintettoniche dei bacini episuturali .................................................................................................51 Le successioni sintettoniche del Miocene superiore-Quaternario .........................................................................52


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La Pianura Padana: da avampaese ad avanfossa ..........................................................................................................52 L’Appennino meridionale .............................................................................................................................................55 Il Dominio interno: dall’oceano al continente .......................................................................................................56 Le unità liguridi .......................................................................................................................................................56 Le unità sicilidi ........................................................................................................................................................57 Il Dominio esterno: piattaforme carbonatiche e bacini .........................................................................................57 Le piattaforme ........................................................................................................................................................58 I bacini lagonegrese e imerese-sicano .................................................................................................................58 Le successioni terrigene dei bacini di avanfossa ed episuturali ..............................................................................59 I terrane dell’Arco calabro-peloritano ............................................................................................................................61 Gli avampaesi apulo e ibleo ...........................................................................................................................................63

CaPITOLO 4 LA STORIA PREMESOZOICA ......................................................................................................65 Lo “scenario” di riferimento .........................................................................................................................................65 Facies e ricostruzioni paleogeografiche ........................................................................................................................66 Le rocce del Proterozoico .............................................................................................................................................66 Le successioni pre-erciniche cambro-ordoviciane ........................................................................................................67 La successione marina del Siluriano-Devoniano ..........................................................................................................70 Il Flysch ercinico .............................................................................................................................................................71 La successione molassica tardo-ercinica .......................................................................................................................71 La facies Verrucano del Permiano superiore: l’inizio della storia alpina .........................................................................74

CaPITOLO 5 DAL TRIASSICO AL GIURASSICO: condizioni marine diffuse su una crosta in evoluzione ...........................................................77 Lo “scenario” di riferimento .........................................................................................................................................77 La trasgressione del Triassico inferiore .........................................................................................................................78 Le piattaforme carbonatiche del Triassico medio e superiore ......................................................................................78 Il sistema anisico-carnico .......................................................................................................................................78 La Dolomia Principale: agli albori della Tetide alpina ................................................................................................84 I “dintorni” della Dolomia Principale ........................................................................................................................88 L’inizio del Lias: un momento di “quiete” prima della tempesta ..................................................................................89 Il rifting continentale del Giurassico inferiore ................................................................................................................89 Il margine europeo .................................................................................................................................................90 Il dominio continentale Adria ................................................................................................................................90 Il margine sudalpino-austroalpino .........................................................................................................................90 L’area tosco-umbro-marchigiana ...........................................................................................................................92 Piattaforme e bacini di Appennino meridionale e Sicilia .......................................................................................93 L’evoluzione post-rift del Giurassico medio e superiore .................................................................................................95

CaPITOLO 6 CRETACICO-EOCENE: le fasi orogenetiche eoalpina e mesoalpina ..............................97 Lo “scenario” di riferimento .........................................................................................................................................97 L’area continentale Adria: le facies di mare aperto ........................................................................................................98 Il Sudalpino ............................................................................................................................................................98 Il Dominio tosco-umbro-marchigiano ................................................................................................................100 L’area continentale Adria: piattaforme carbonatiche e “dintorni” .............................................................................101 La piattaforma friulana .........................................................................................................................................101 Le piattaforme appenniniche ...............................................................................................................................101 Il Bacino lagonegrese ...........................................................................................................................................102 La piattaforma dell’avampaese apulo ...................................................................................................................103 La piattaforma panormide in Sicilia .....................................................................................................................104 Il Dominio dell’Oceano ligure-piemontese ................................................................................................................104


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Indice

CaPITOLO 7 DALL’OLIGOCENE AL PLIOCENE: … e così si è fatta l’Italia ...........................................109 Lo “scenario” di riferimento .......................................................................................................................................109 Il rift oligo-miocenico della Sardegna ..........................................................................................................................109 Il thrust belt oligo-miocenico dell’Appennino settentrionale .......................................................................................110 La successione pelagica dell’avampaese ...............................................................................................................110 I sistemi torbiditici dell’avanfossa ........................................................................................................................111 La successione dei bacini episuturali ....................................................................................................................113 La successione epiligure .......................................................................................................................................113 La successione del Bacino Terziario ligure-piemontese .......................................................................................115 Il thrust belt oligo-miocenico dell’Appennino meridionale ..........................................................................................117 Le piattaforme carbonatiche: atto finale ..............................................................................................................117 I sistemi torbiditici dell’avanfossa ........................................................................................................................118 La successione dei bacini episuturali ....................................................................................................................120 La molassa dell’avanfossa sudalpina ..............................................................................................................................121 La Gonfolite lombarda ..............................................................................................................................................123 La Molassa veneta ....................................................................................................................................................123 Il Messiniano: o del disseccamento del Mediterraneo ................................................................................................125 Il “diluvio” pliocenico .................................................................................................................................................129 I bacini estensionali del rifting tirrenico ...............................................................................................................132

CaPITOLO 8 IL QUATERNARIO: variazioni climatiche e non solo ............................................................137 Il Pleistocene pedeappenninico ...................................................................................................................................137 Il Villafranchiano .........................................................................................................................................................139 Il Pleistocene marino della Calabria ............................................................................................................................139 Il Pleistocene “glaciale” ...............................................................................................................................................141 …. e quello “preglaciale” continentale ........................................................................................................................141 Il Pleistocene superiore a Strombus ...............................................................................................................................142 L’interglaciale in cui viviamo: l’Olocene ......................................................................................................................142

CaPITOLO 9 PROCESSI MAGMATICI ED EVOLUZIONE TETTONICA ..................................................143 Il magmatismo pre-triassico delle Alpi ........................................................................................................................143 Il magmatismo ercinico della Calabria e della Sardegna ..............................................................................................146 Il magmatismo triassico: orogenico o anorogenico? ...................................................................................................147 Il magmatismo post-ofiolitico ..........................................................................................................................................149 Il magmatismo orogenico ....................................................................................................................................149 Testimonianze indirette di magmatismo sin-subduttivo ......................................................................................150 Il magmatismo post-collisionale oligocenico delle Alpi .......................................................................................151 Il magmatismo orogenico appenninico e del substrato padano ..........................................................................152 Il magmatismo anorogenico ai margini delle catene ............................................................................................153 Magmatismo e subduzione nelle aree peritirrenica e tirrenica dal Miocene medio ai nostri giorni ............................154 Il magmatismo orogenico ....................................................................................................................................155 Il magmatismo anorogenico ................................................................................................................................157

CaPITOLO 10 EPILOGO ..........................................................................................................................................159 BIBLIOGraFIa ..............................................................................................................................................................163 Riferimenti di geologia generale ..................................................................................................................................163 Riferimenti di geologia regionale e tematica ................................................................................................................163

IndICe anaLITICO .....................................................................................................................................................175


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Ringraziamenti Questo libro è stato costruito anche grazie alla collaborazione appassionata di numerosi amici. L'autore ringrazia Joe (Jovan) Prence, P.Geol., Ph.D., Geologist, Conocophillips Canada; Paolo Granata, CONGEO Studio Associato di Geologia Applicata, Varese; Paolo Mazzoni, SGI srl, Studio Geotecnico Italiano, Milano; Domenico Bruzzi, SISGEO srl, Strumentazione geotecnica e ambientale, Milano. Un significativo ringraziamento all’Ordine dei Geologi della Lombardia, che ha sostenuto questo progetto editoriale con la presidenza del dott. Lamberto Griffini e successivamente del dott. Vincenzo Giovine.


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Magistrale indagine appassionato studio nel cuore millenario della Terra questa Storia geologica del Paese Italia vede la luce nel carattere Simoncini Garamond su carta Arcoprint delle cartiere Fedrigoni a cura di PDE Spa presso lo stabilimento di L.E.G.O. Spa Lavis (TN) per conto di Diabasis nel maggio dell’anno duemila tredici

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Storia geologica del paese italia anteprima  

Il volume di Romano Gelati ripercorre la storia geologica del nostro Paese a partire dai tempi proterozoici, attraverso scenari in continua...

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