fig. 12.1 – Modello Strutturale d’Italia

L’arco appenninico è confinato ad Ovest da un bacino di retro-arco, il Mar Tirreno (figg. 12.3 – 12.4).

fig. 12.4 - Modelli di evoluzione delle zone orogeniche con subduzione verso E e verso O

fig. 12.12 – Sezioni sismiche e geologiche attraverso la Pianura Padana (da Pieri e Groppi, 1983).

La differenza più significativa tra i due orogeni è rappresentata dalla presenza di un bacino di retro-arco ad W dell’Appennino, cioè il Mare Tirreno. Nella sua fase finale il sollevamento dell’Appennino è contrassegnato da distensione, mentre il sollevamento della catena Alpina è dovuto ad un ispessimento del sistema crosta-litosfera che corrisponde all’inserimento di scaglie di basamento in seguito alla compressione (fig. 12.4).

fig. 12.13 – carta tettonica schematica degli Appennini settentrionali (da Castellarin et alii., 1985)

Le strutture Alpine ed Appenniniche sono separate da una linea convenzionale con direzione N-S chiamata Sestri-Voltaggio presente in Liguria (fig. 12.14). Ad Ovest di questa linea si trova  il Gruppo di Voltri caratterizzato da ofioliti e peridotiti fagliate, ed ad Est si rinvengono le Argille Scagliose, un complesso flyschoide (fig. 12.15).

fig. 12.14 – Principali linee tettoniche degli Appennini, in particolare con il numero 1 la linea Sestri-Voltaggio.

fig. 12.15 – Carta strutturale dell’Appennino, notare la geologia differente lungo la linea Sestri-Voltaggio.

Nella realtà, le Unità alpine proseguono verso sud con la presenza di strutture residue inserite nella Catena Appenninica (es. Calabria, Isole Pontine, Toscana e Isola d’Elba). Rocce di queste unità sono state recentemente dragate sul fondo del  Tirreno. Questi affioramenti limitati indicano un prolungamento della catena alpina (nella loro storia di subduzione – collisione durante il Cretaceo – Eocene) verso sud ma non nella stessa traiettoria lungo la quale si trova oggi.

Il fronte della catena alpina e i relativi retroscorrimenti coniugati si sono sovrimpressi all’orogenesi appenninica.

Alpi ed Appennini sono caratterizzate da un forte diacronismo in quanto si sono formate in tempi successivi che hanno portato ad una differente trend evolutivo ad  una differente storia geologica. La subduzione alpina è cominciata durante il Cretacico inferiore ed è continuata fino al Pliocene, con successive ma più lente riattivazioni. Il sistema Tirreno-Appenninico si è invece formato negli ultimi 10-20 milioni di anni (fig. 12.16).

fig. 12.16 – Sezione E-W fra  Sardegna ed Adriatico.

Nella formazione della catena Appenninica, esistono comunque strutture riferibili a primitive fasi di subduzione come quelle del Miocene iniziale che prova l’esistenza di una subduzione immergente verso W, l’apertura del Bacino Provenzale, durante l’intervallo Eocene – Miocene inf.; in particolare, questo sistema è stato in grado di invertire il primitivo orogene Alpino.

La distensione neogenica negli Appennini ha un differente carattere rispetto alla distensione nelle Alpi. Il contesto geodinamico è differente, ed evoluzione e velocità di sollevamento differiscono fortemente. La distensione della Catena Appenninica (Fig. 12.13) non può essere semplicemente collegata al collasso dell’orogene, ma piuttosto essere pensata come il risultato del sollevamento di parte del cuneo di accrezione, formatosi nelle zone esterne dell’arco dove si riconosce un minore rilievo strutturale e morfologico.

Le Alpi meridionali sono il risultato di una fase di retroscorrimento dell’orogene Alpino (fig. 12.17).

fig. 12.17 – Schema strutturale della Alpi  Meridionali.

Contrariamente alle Alpi s.s. le loro falde si propagano verso sud e sud-est fra il Cretacico superiore (parte occidentale) ed il Pliocene. L’avanfossa sud-alpina oggi nella Pianura Padana si abbassava con una velocità che raramente eccedeva i 300 m/Ma, valore calcolato dividendo l’intero spessore dei depositi del Flysch e della Molassa per la loro durata di deposizione (2-6 km di sedimenti depositati in 15-40 o più milioni di anni).

Gli Appennini invece sono caratterizzati da un cuneo di accrezione frontale attivo, localizzato al di sotto del livello del mare, mentre la catena interna, morfologicamente più elevata, è ancora in sollevamento ed in distensione (vedi fig. 12.18).

fig. 12.18 – Schema di propagazione verso l’avampaese della compressione e della distensione in subduzione immergenti verso W.

Più ad ovest verso il mar Tirreno, la sismicità diminuisce e la subsidenza potrebbe essere imputabile ai processi di raffreddamento termico del Tirreno anziché della tettonica. Questi differenti campi deformativi si muovevano e si stanno ancora muovendo verso est espandendo l’arco Appenninico alla velocità da 1 a 7 cm/anno, velocità comparabile con altri archi legati a processi di subduzione immergenti verso W. L’arretramento della cerniera del piano di Benioff verso oriente della litosfera Adriatica (Malinverno e Ryan, 1986)  ha accompagnato questa migrazione.

Nei settori della catena appenninica più elevati, ciò che si era deformato in precedenza nei settori frontali (ovvero i depositi mesozoici ed i profondi depositi di avanfossa) è stato sollevato e successivamente fagliato per distensione.

Al contrario delle Alpi, gli Appennini sono caratterizzati dall'avere un’avanfossa molto depressa (fig. 12.19), con la base dei depositi pliocenici ubicata a quasi 8,5 km di profondità (vedi fig. 12.12); ciò presuppone tassi della subsidenza compresi tra 1000 - 1600 m/Ma. I maggiori depocentri dell'avanfossa appenninica si trovano nei bacini sul dorso del cuneo di accrezione (bacini di piggy-back o sintettonici) e non soltanto nei settori frontali. Questo significa che i bacini di piggy-back rappresentano la vera avanfossa strutturale appenninica (come del resto in Sicilia). L'apporto di materiali clastici nell'avanfossa deriva non solo dall’erosione del cuneo di accrezione appenninico in sollevamento, ma anche dall'erosione delle Alpi e delle Dinaridi, che sovrascorrono su quello che rimane della placca adriatica.

fig. 12.19 – Sezioni schematiche attraverso gli Appennini centro - meridionali

Le differenze tra l'orogene Alpino e quello Appenninico sono simili a quelle osservabili negli ambienti oceanici tra i cunei di accrezione del Pacifico orientale e del Pacifico occidentale, e queste differenze sono imputabili alla deriva verso ovest della litosfera (Doglioni, 1990) (fig. 12.20), in riferimento alla rete dei punti caldi (hot spots).

Gli Appennini formano un arco asimmetrico dal Piemonte alla Sicilia. Rotazioni antiorarie (20° - 60°, talora fino a 90°) sono state riconosciute negli Appennini centro-settentrionali, il braccio settentrionale dell'arco, mentre rotazioni orarie maggiori, comprese tra i 90° ed i 140°, hanno accompagnato la formazione dei fronti di accavallamento della catena siciliana  soggetta ad un maggiore raccorciamento (Catalano et al., 1977; Oldow et al., 1990); questo settore inoltre è caratterizzato da movimenti transpressivi destri nella sua parte emersa e da probabili movimenti transtensivi sinistri e distensivi nel Mar Tirreno sud­occidentale (vedi fig. 12.2). Movimenti distensivi sono inoltre riconoscibili nelle zone meridionali del fronte tettonico della Catena siciliana.

fig. 12.20-  Esempio con le automobili di convergenza e divergenza fra le placche.

Gli inarcamenti di ordine maggiore, che si riconoscono lungo il fronte appenninico, sono legati all'esistenza di strutture ereditate come horst e graben mesozoici o di variazioni di facies. In tutta la catena appenninica i processi della tettonica distensiva vanno progressivamente migrando verso est, contemporaneamente al migrare verso est della deformazione compressiva che avviene  in corrispondenza dei fronti tettonici (vedi fig. 12.18). Esempio tipico di questo spostamento è la chiara migrazione verso oriente dei processi di rifting nel Tirreno, che si spostano da occidente verso oriente dal Tortoniano al Plio-Pleistocene. Lo stesso verso si osserva nella migrazione che si è verificata nella zona della Toscana con i processi di rifting continentale ed i fenomeni magmatici associati. In accordo con quanto previsto dai modelli cinematici delle subduzioni che immergono verso ovest e considerando una deriva verso Ovest della litosfera, gli Appenninini occidentali sembrerebbero galleggiare al di sopra di un mantello astenosferico di nuova formazione, che prende il posto della litosfera subdotta (vedi fig. 12.16). I nuovi dati sulla profondità della Moho al di sotto degli Appennini sono in accordo con questa ipotesi. I dati sul flusso di calore inoltre evidenziano una forte anomalia termica di segno positivo al di sotto degli Appennini occidentali e del Mar Tirreno, fenomeno che può essere interpretato appunto come un forte e diffuso incuneamento dell’astenosfera in corrispondenza della zona assiale (vedi fig. 12.16).

Questo orogene di forma asimmetrica, frammentato trasversalmente, cioè circonda un bacino di retro-arco (il Tirreno) altrettanto asimmetrico. L'asimmetria della catena appenninica è il risultato di un processo di subduzione irregolare, al di sotto degli Appennini settentrionali e meridionali: il processo di subduzione nel primo caso coinvolge la litosfera adriatica di tipo continentale, mentre nel secondo caso avviene a carico della litosfera ionica che è ritenuta di tipo oceanico. La decrescente prosecuzione verso nord del Bacino Tirrenico è legata alla maggiore difficoltà della litosfera adriatica settentrionale, più spessa ed anch'essa di tipo continentale, a subdurre in profondità.

Una grande faglia E-W costituisce la transizione tra i due tipi di litosfera tra il 40° ed il 41° parallelo e separa due differenti province magmatiche.

Le differenze nella composizione e nello spessore della piastra appenninica subdotta vengono inoltre registrate dal magmatismo peri-tirrenico e dalla sismicità attuale.

Gli Appennini mostrano i maggiori raccorciamenti crostali in corrispondenza dell'Arco Calabro, e la maggiore estensione nel bacino di retroarco nel Mar Tirreno meridionale. Negli Appennini centrosettentrionali, il raccorciamento diminuisce linearmente verso nord da 170 a 35 km (Bally et al., 1986) mentre la distensione nel mar Tirreno diminuisce linearmente verso nord, confermando la correlabilità tra distensione e compressione. Riassumendo, l'attuale forma della penisola italiana riflette un processo di subduzione asimmetrico tardo miocenico - quaternario, controllato dalle originarie (mesozoiche) variazioni laterali degli spessori e della composizione della litosfera adriatico-ionica. La Puglia, che rappresenta un residuo della " Apulia" Mesozoica è una stretta piastra di crosta continentale, con orientamento NW, che decorre dall'Italia centrale alle coste greche. La Puglia è considerata un'area poco deformata dell'avanpaese appenninico, è contraddistinta da un anomalo sollevamento tettonico di età tardo quaternario, in netto contrasto con le adiacenti aree di avanpaese, come l'Adriatico settentrionale e centrale, che nel medesimo lasso di tempo sono state caratterizzate da fenomeni di subsidenza (Doglioni et al., 1994).

L'avanpaese appenninico mostra due distinti stili strutturali (fig. 12.19). Durante il Plio-Pleistocene, l'Adriatico centrale è stato soggetto ad elevati tassi di subsidenza, possibilmente provocati 1) dalla rotazione graduale verso est della placca in subduzione e dal brusco arretramento, sempre nella medesima direzione, della cerniera del piano di subduzione che è immergente verso Ovest. Più a sud la Puglia e l'avanfossa bradanica dopo la fase di subsidenza nel Pliocene e nel Pleistocene inferiore, a partire dal Pleistocene medio sono state interessate al contrario dell'Adriatico centrale da intensi fenomeni di sollevamento tettonico. La geometria e la cinematica del cuneo di accrezione frontale e della relativa porzione di avanpaese iniziano a variare nelle due aree, a partire da quel momento. Lungo il fronte degli Appennini centrosettentrionali, i processi di accrescimento e di subsidenza sono continuati, mentre l'avanfossa e l'avanpaese degli Appennini meridionali sono stati soggetti ad un processo di inarcamento. Di fatto, ad ovest della dorsale apula, la subduzione della litosfera adriatica al di sotto degli Appennini meridionali avviene più lentamente rispetto al segmento più a settentrione (Adriatico centrale), ed anche rispetto alla zona meridionale del Mar Ionio nella quale la velocità di arretramento della cerniera della subduzione della litosfera ionica raggiunge i valori massimi (5-7 cm/anno). Il veloce sollevamento tettonico dell'avampaese pugliese e della Moho potrebbe essere indotto dall’inarcamento dell’astenosfera che non è presente né nell'adiacente avanpaese adriatico né nel segmento ionico.

Il rigido ostacolo rappresentato dal promontorio apulo potrebbe essere responsabile della maggiore espansione verso la litosfera ionica di tipo oceanico più facilmente subducibile e del maggiore inarcamento degli Appennini verso il Mar Ionio.

In conclusione l'intera Catena Appenninica si forma in conseguenza della subduzione di tre tipi di litosfera, che hanno caratteristiche differenti pur facendo parte della medesima placca Adriatica: 1) negli Appennini centro-settentrionali, viene subdotta litosfera continentale, più sottile in prossimità della superficie nella zona dell'avanpaese ma ancora più assottigliata in profondità; 2) negli Appennini meridionali, nella zona di avanpaese è presente una spessa litosfera di tipo continentale, mentre più ad ovest, lo slab in profondità è costituito da antica litosfera oceanica, che rappresenterebbe il prolungamento settentrionale del Bacino Ionico mesozoico; 3) nel settore meridionale, al largo delle coste calabre, la litosfera subdotta, sia nelle zone di avanpaese sia in profondità, è l'antica litosfera ionica di tipo oceanico.

L'inarcamento della litosfera adriatica produce diverse drammatiche conseguenze per l'evoluzione strutturale degli Appennini meridionali. La presenza di una zona di subduzione più superficiale rispetto ad altri settori della catena appenninica comporta la formazione di una zona di scollamento più superficiale tra la copertura sedimentaria ed il basamento cristallino. In altri termini, la raschiatura della copertura sedimentaria è maggiormente inibita lungo il fronte degli Appennini meridionali rispetto alle aree adiacenti, a causa del basso tasso di subduzione della litosfera. Ne deriva che, la deformazione lungo il fronte attivo sudappenninico (Fossa Bradanica ed avanpaese pugliese) non si manifesta con la raschiatura dei sedimenti e la formazione di scaglie tettoniche, ma piuttosto con un processo di inarcamento, che modifica - rispetto agli Appennini centrosettentrionali ed all'arco ionico - la forma e la cinematica del fronte di accrezione.

La conseguenza diretta della presenza di uno spazio maggiore per la risalita dell'astenosfera è l'abbassamento della crosta e dell'astenosfera nella sezione degli Appennini meridionali, e della minore elevazione topografica degli Appennini meridionali stessi, rispetto agli Appennini centrali dove si trovano le montagne più elevate (Gran Sasso, Maiella) malgrado l'esistenza di un piano di subduzione più superficiale. Infatti dal valore massimo che si individua al di sotto della Calabria (600 km), la profondità del piano di subduzione diminuisce in direzione NW fino a raggiungere lo zero nel Piemonte occidentale.

Le più importanti strutture alpine e appenniniche si sono formate in condizioni di deformazione fragile. La deformazione duttile ha riguardato in particolare le Unità Austro-Alpine e Penniniche in Piemonte e Val d’Aosta, le rocce metamorfiche erciniche e alpine della Calabria e la finestra tettonica delle Alpi Apuane, e più debolmente la maggior parte del basamento ercinico.

Il Mar Ionio possiede una crosta oceanica di 8-11 km di spessore ed una copertura sedimentaria di 6-8 km di spessore di età mesozoica e Terziaria (Catalano et al., 2000). I valori del flusso di calore in realtà bassi (inferiori a 40 mw/m²) e lo spessore del mantello litosferico, (70-90 km), suggeriscono un’età antica per questo bacino oceanico. Secondo Finetti (1982), la crosta oceanica ha iniziato a formarsi durante il Liassico. La Scarpata di Malta dell’offshore orientale della Sicilia e l’offshore del Salento nella Puglia sud-occidentale appaiono come due margini continentali passivi coniugati di età triassico-giurassica (Catalano et al., 2001). Se vista in sezione  l’area ionico - siciliana- pugliese rappresenterebbe una sezione oceanica completa, costituita da una dorsale oceanica abortita di età mesozoica, il cui rilievo oggi poco visibile è andato perso in seguito al raffreddamento termico ed in ogni caso è nascosto da un notevole spessore di sedimenti pelagici giurassico - terziari dalle scaglie tettoniche appenniniche, che lo sovrastano (vedi fig. 12.21).

fig. 12.21 – Sezione crostale nell’area ionica.

Da questo punto, di vista, la distensione continentale che si è evoluta sino a formare la crosta oceanica nel Mar Ionio, dovrebbe essere cominciata almeno durante il Triassico. Comunque, il riconoscimento di depositi di mare profondo ritrovati nel Permiano della Sicilia potrebbe indicare un’età più antica della formazione del rift ionico.

Fig. 12.22

Fig. 12.24: Età delle più importanti fasi di piegamento nell’area Mediterranea (Wunderlich, 1969). Segni di più importanti piegamenti pre-Alpini, ma in parte ed un   Alpino; nero = piegamenti soprattutto nel Cretaceo; tratteggiato = soprattutto nel Paleogene; punteggiato = soprattutto durante i periodi Tardo-Terziari; incrociato = aree di probabili recenti piegamenti in parte più profonde.

Fig. 12.25 - Fenomeni gravitativi sinsedimentari Alpini dell’area Mediterranea (Biju-Duval, 1974). 1 = Sali Messiniani; 2 = catene a pieghe Alpine; 3 = Falde di gravità e scivolamento delle catene Alpine; 4 = falde di gravità e scivolamento delle catene peri-Arabiche (Cretaceo Sup.); 5 = falde di gravità-scivolamento, dal Neogene all’Attuale; 6 = ipotetico scivolamento Medio Miocenico (ridge Mediterraneo).