APPUNTI DI GEOLOGIA REGIONALE a cura del Prof. Raimondo Catalano


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INDICE
Nota

02 - BREVI CENNI SULLA COMPOSIZIONE DEL BASAMENTO E DEL MAGMATISMO IN ITALIA


Fig. 2.1 – Carta del Basamento Europeo.

 

Il basamento italiano è generalmente rappresentato da rocce legate all’orogenesi ercinica (Fig. 2.1).

L’orogenesi ercinica è molto ben preservata in Italia in tutte le aree dove affiora il basamento ovvero nelle Alpi, nella Sardegna, in Calabria, nella Sicilia  nord orientale (Monti Peloritani) ed in pochi affioramenti sparsi nella Toscana occidentale (Alpi Apuane). L’orogenesi ercinica o varisica si è sviluppata nell’intervallo di tempo compreso tra il Devoniano e il Permiano inferiore. Un’ispessimento crostale e un metamorfismo polifasico caratterizzano questa catena. Le litologie tipiche riconosciute sono le filliti, gli gneiss e le anfiboliti. Il metamorfismo si è evoluto attraverso condizioni di relativa alta pressione fino a condizione di bassa pressione come dimostrerebbe la formazione dell’Andalusite. Una successiva fase alcalina magmatica, sviluppatasi durante il Tardo Carbonifero- Permiano inferiore, ha dato luogo a numerosi batoliti granitici o plutoni come il M. Bianco e il M. Rosa nelle Alpi occidentali, il Monte Baveno nel settore occidentale delle Alpi meridionali, la Cima d’Asta nelle Dolomiti (settore centro-orientale delle Alpi meridionali), i graniti della Barbagia e della Gallura in Sardegna, la Sila e le Serre in Calabria, ed effusioni ignimbritiche come quelle del Piastrone Porfirico Atesino in Trentino Alto Adige (Alpi centro meridionali).

L’unico settore dell’orogene ercinico affiorante non sovrascorso dai thrust alpini o dai thrust appenninici si trova in Sardegna. In questa regione il clima metamorfico venne raggiunto circa 340 milioni di anni fa.

L’orogenesi ercinica è stata caratterizzata da  una doppia vergenza: a) verso sud ovest in Sardegna dove il gradiente metamorfico aumentava verso nord est (ma non bisogna dimenticare che la Sardegna ha ruotato di circa 35° gradi durante l’Oligo-Miocene e che la vergenza ercinica generale ricostruita è verso occidente); b) vergenza verso est nelle Alpi orientali (Italia settentrionale), poiché l’avanfossa ercinica è individuata nelle Alpi Carniche e nel Mare Adriatico. Nella catena Paleocarnica, un relitto dell’orogene ercinico affiorante nelle Alpi Meridionali orientali, dove sono presenti o rocce non metamorfosate o rocce sedimentarie pre-permiane soggette ad un metamorfismo nullo o di basso grado. Il grado metamorfico aumenta verso ovest nel basamento delle Alpi Meridionali, con la presenza di una facies a scisti verdi, filliti e gneiss nel basamento delle Dolomiti, di una facies anfibolitica nelle Alpi Orobiche, e di una facies granulitica nelle Alpi Meridionali (zona di Ivrea – Verbano). Gneiss a Biotite e Sillimanite (Unità a Diorite- Kinzingite) affiorano in Calabria (fig. 2.1).  

L’orogene ercinico fu successivamente frammentato da una fase distensiva, che, in qualche modo, rappresenta il preludio alla fase distensiva dell’apertura della Tetide. Le Arenarie rosse del Permiano superiore- Triassico si ritrovano in discordanza basale sui terreni dell’orogene ercinico, che andava in subsidenza a suturare sia i tratti ercinici sia le faglie normali prima descritte, a testimonianza del collasso della catena. Gli Zirconi detritici provenienti dalle Alpi sono di età precambriana. Gli affioramenti cambriani dell’Iglesiente, nella Sardegna sud occidentale, sono rappresentati da sabbie e marne, e successivamente deformati dalla fase “Sardica” (circa 500 milioni di anni fa) considerata come una iniziale fase caledoniana.

Il basamento italiano registra una possibile subduzione caledoniana di crosta oceanica, con la presenza di graniti ordoviciani, (ad esempio i graniti datati a 440 milioni di anni trovati nell’offshore di Venezia dal pozzo AGIP Assunta) in seguito trasformati in ortogneiss durante i processi della collisione ercinica (fig. 2.1).

 

In Italia, solo in due aree affiorano sezioni di crosta continentale inferiore sollevata nel corso dell’orogenesi alpina, la zona di Ivrea Verbano nelle Alpi occidentali e le “Serre” nell’Arco Calabro. Le rocce peridotitiche di Finero, nella zona di Ivrea – Verbano, rappresentano una porzione del mantello superiore, soggetta a sollevamento tettonico anche dopo i processi di rifting mesozoico.



02.1 - MAGMATISMO

Oltre al magmatismo Ordoviciano e Carbonifero - Permiano, molti altri episodi magmatici aventi un differente significato geodinamico si sono verificati dal Triassico fino ad oggi. Un episodio magmatico di età Anisico-Ladinico si rinviene nel Friuli nord-orientale. Le arenarie della Pietra Verde del tardo Anisico – basso Ladinico interstratificate alla Formazione di Livinallongo (o Buchenstein) registrano un evento magmatico acido calcalino nelle Alpi meridionali. Corpi granitici e monzonitici sono stati intrusi nella crosta superiore delle Dolomiti, durante il tardo Ladinico- basso Carnico, nelle aree di Predazzo e Monzoni (evento shonshonitico delle Dolomiti). Il magmatismo Triassico è stato poi riconosciuto nell’Area di Recoaro, nel sottosuolo della Pianura Padana, in Lombardia (le arenarie vulcanoclastiche Carniche della Val Sabbia), negli Appenninni settentrionali, nel Bacino di Lagonegro (Appennini meridionali) ed in Sicilia nelle successioni bacinali. Peridotiti del mantello, serpentiniti, gabbri, etc. appartenenti alle ofioliti, che testimoniano la presenza di crosta oceanica del Giurassico- basso Cretacico nella Tetide, sono interamente o parzialmente preservati nella Calabria settentrionale, negli Appennini settentrionali (Toscana e Liguria), nelle Alpi occidentali (Piemonte e Val d’Aosta) in Liguria (Gruppo di Voltri), e nelle finestre tettoniche dell’Engadina e di Tauern in Svizzera ed in Austria. Le ofioliti alpine sono state metamorfosate durante i processi di subduzione, diversamente da quelle appenniniche. Le ofioliti Alpine sono grandi scaglie di crosta oceanica, che si sono sovrapposte durante i processi di convergenza- collisione continentale.

Le ofioliti degli Appennini settentrionali sono degli olistoliti o dei blocchi esotici di piccole dimensioni, inclusi nelle Liguridi o nelle Argille Scagliose, (che sono delle unità flyschioidi), o residui di scaglie crostali alpine ereditate dall’evoluzione appenninica.

Le zone di taglio di alta temperatura ed il metamorfismo dei gabbri giurassico-creatacei, che fanno parte della suite ofiolitica dell’Appennino settentrionale, possono essere messi in relazione agli stadi iniziali della frantumazione e successiva oceanizzazione della crosta (Piccardo et al., 1992).

Sedimenti pelagici, di età compresa tra il Calloviano Giurassico ed il Cretacico superiore, ricoprono le ofioliti nord appenniniche. In Sicilia (Piattaforma Iblea), episodi magmatici sono stati riconosciuti a partire dal Trias, nel Giura medio e nel Cretacico medio e superiore e nel Pliocene. Episodi vulcanici sono presenti nelle successioni Trapanesi  giurassiche.

Dicchi di basalti alcalini, di circa 60 milioni di anni, sono stati riconosciuti nelle Dolomiti. Plutoni o batoliti formati da  granodioriti, tonaliti,sieniti e monzoniti dell’Alta Valtellina e dell’Adamello, di età Eocene-Oligocene indicano un evento magmatico tardo Alpino. L’Adamello, è il più grande affioramento terziario intrusivo d’Italia. Il batolite dell’Adamello taglia le pieghe ed i sovrascorrimenti delle Alpi Orobiche-Bresciane, confermando l’esistenza di una fase compressionale pre-tardo Eocenica nelle Alpi occidentali – meridionali già interpretata come attiva a partire dal Cretaceo superiore per la presenza di depositi flyschiodi coevi.

Nell’area della Tonale il batolite di Bragaglia durante la sua messa in posto è stato tagliato dai segmenti trascorrenti destri della Linea Insubrica (di età oligocenica). Tutti questi complessi magmatici sono confinati in una fascia larga poche decine di km lungo il lineamento Insubrico, e sono stati generati da processi di anatessi, indotti dalla risalita delle isoterme, che si sarebbe verificata in seguito alla diminuzione del tasso di convergenza tra la zolla Europea e Adriatica, dopo i processi di collisione continentale. Basalti e frammenti vulcanoclastici sono stati confinati nei graben sinsedimentari, con andamento N-S dei  Monti Lessini, mentre laccoliti trachitiche e filoni sinsedimentari, si sono intrusi nelle successioni mesozoiche dei Colli Euganei. Sieniti alcaline formate nel Terziario affiorano a “Punta delle Pietre Nere” (Puglia settentrionale). Ben note sono le manifestazioni magmatiche comprese tra il Trias ed il Pliocene anche del Plateau Ibleo nella Sicilia sud-orientale. In Sardegna occidentale, durante il tardo Oligocene – Miocene medio si misero in posto lave calcalcaline, mentre lave da alcaline a subalcaline si sono formate dal tardo Miocene al tardo Pleistocene (7 – 0,1 Ma) nel golfo di Orosei, Logudoro e il Monte Ferru, che è il più grande corpo vulcanico della Sardegna. Il vulcanismo in Sardegna è stato associato alla tettonica distensiva Pliocenica, che ha creato tra l’altro il Graben del Campidano.

Tufiti vulcanoclastiche riodacitiche ed alcaline si formarono durante il Miocene (Burdigaliano – Serravalliano), negli Appennini (Emilia Romagna, Irpinia ed in Sicilia). Nel Pliocene e nel Pleistocene, si sono sviluppati numerosi apparati vulcanici quali: il vulcano di Roccamonfina (1,5 milioni di anni) a nord del Vesuvio, l’isola di Ponza (1 ma), l’isola di Ventotene (0,8 Ma),  e numerosi vulcani sottomarini nel Mar Tirreno (Magnaghi, Marsili, Valvilov, Palinuro,che hanno età comprese fra 3,5 e 0,1 Ma) e il vulcano Marconi nel Mar Ionio. Un gruppo di vulcani durante il Plio-Pleistocene sono stati attivi in Toscana, nel Lazio e nella Campania settentrionale (Provincia Romana). Questi vulcani si sono formati in corrispondenza di graben, allineati secondo la direzione appenninica, (NNW-SSE). Le caratteristiche geochimiche di questi, comprendono magmi alcalino-thooleiitici del Bacino Tirrenico, dove le rocce delle aree circostanti i vulcani sottomarini del Vavilov e del Marsili sono legate alla presenza di crosta oceanica del bacino di retro-arco; le rocce shoshonitico – calcalcaline  delle isole Eolie, legate alla presenza di una zona di subduzione; i magmi della Provincia Romana (Monti Valsili, Cimini ed Albani) che mostrano una firma ancora riferibile al processo di subduzione, ma contaminato dalla presenza di crosta continentale. Questi coni vulcanici sono attualmente occupati da laghi craterici.

L’Etna ed il Vulture sono corpi magmatici che non appaiono connessi con la subduzione della litosfera Ionico-Adriatica, e nemmeno strettamente riferibili ai processi di  distensione di retro-arco del bacino Tirrenico.

Questi due vulcani sono ubicati in corrispondenza di importanti zone di distensione (es. la scarpata di Malta per l’Etna e il Graben di Otranto per il Vulture), e mostrano caratteri alcalini.

Sia in Toscana che nel Mare Tirreno, i fenomeni di rifting sono migrati verso est sin dal Tortoniano (es. il Magnaghi ringiovanito, i vulcani Vavilov e Marsili nel Tirreno meridionale, impostatisi sopra crosta oceanica) e sono stati accompagnati da fenomeni magmatici (formazione di plutoni e manifestazioni effusive) nella zona del Tirreno settentrionale, in Toscana la cui età è compresa tra 9 milioni di anni e 180 mila anni (le isole di Capraia, Elba, Montecristo, Giglio, etc.).  L’Italia meridionale ha pochi vulcani attivi: i più importanti sono il Vesuvio, Etna, Stromboli, Vulcano e alcuni centri vulcanici, diffusi qua e là nel Canale di Sicilia. Uno di questi ultimi generò nel 1891 un’isola chiamata Ferdinandea (o anche Banco Graham o Giulia), ma l’isola fu preso distrutta dalle correnti marine. Le continue effusioni basaltiche dell’Etna hanno reso questo vulcano molto meno dannoso rispetto al Vesuvio o a Vulcano due apparati caratterizzati da eruzioni esplosive e particolarmente violente, come dimostra la famosa eruzione pliniana del Vesuvio nel ’79 A.C., che distrusse Pompei, Ercolano e altri paesi più piccoli. L’ Ignimbrite Campana un deposito prodotto da un flusso piroclastico di 20-30 mila anni fa presente diffusamente in Campania ed è stato eruttato dai centri vulcanici dai Campi Flegrei, vicino Napoli. Geodinamicamente nel sistema Tirreno-Appennino possiamo distinguere pochi differenti associazioni magmatiche: le serie calcaline-shoshonitiche, riferibili alla subduzione della litosfera continentale Adriatica (Toscana e Provincia Romana) e della litosfera oceanica Ionica (Isole Eolie), con un’area di transizione tra le Isole Pontine, il Vulcano di Roccamonfina e il Vesuvio; associazioni alcalino-tholeitico sono invece legate ai processi di estensione del bacino di retro-arco Tirrenico (Magnaghi-Vavilov e il seamount del Marsili). Queste variazioni geochimiche sono quindi riferibili alla differente composizione della litosfera Adriatica in subduzione. Il monte Etna e parte del magmatismo Eoliano (Vulcano) possono essere invece riferibili ad un taglio E-W che ha generato, tra la Calabria e la Sicilia, un allineamento distensivo N-S, probabilmente dovuto alla rottura della  zolla in subduzione. Il magmatismo nel Canale di Sicilia (Pantelleria) è invece riferito ai processi di distensione che hanno avuto inizio nel Pliocene e che sta allontanando la Piattaforma Pelagica (Africa) della Sicilia.