Gli Appennini

Gli Appennini formano una complessa catena arcuata che si estende per circa 1500 km (fig. 1) da Genova a Trapani.

Fig. 1 - Ricostruzione digitale dell'Italia

Questa costituisce un ramo del sistema di catene terziarie peri-mediterranee (fig. 2 )

Fig. 2 - Catene terziarie peri-mediterranee

che si interseca a NW con le Alpi Marittime e a SW con la catena maghrebide nordafricana. Insieme con le altre catene che circondano il Mediterraneo, anche gli Appennini si originarono dai movimenti reciproci della placca europea ed africana, o meglio dalla parte più settentrionale di quest'ultima, considerata o un suo promontorio settentrionale (detto Apulo) o una microplacca (Adria) a sé stante.

Gli Appennini pero' , al momento della loro formazione, si trovavano in una posizione diversa dall'attuale. Essi erano disposti, infatti, sul prolungamento delle Alpi e quindi collegavano questa catena con i monti della Spagna meridionale. Subito dopo la nascita, però, gli Appennini subirono, nel loro insieme, un'imponente rotazione antioraria con perno nel golfo ligure. In questo movimento "a spazzola di tergicristallo" la catena appenninica si portò dietro anche un tratto del continente europeo che non era stato interessato dall'orogenesi alpina. Questa piccola zolla di antico continente europeo oggi è rappresentata dalla Sardegna e da gran parte della Corsica. Al movimento rotatorio della parte meridionale del paleocontinente europeo fu interessata anche la penisola iberica la quale, avvicinandosi al lato occidentale della Francia, andò a comprimere i sedimenti che riempivano una piccola depressione posta a ridosso di quel Paese. In seguito a questo evento si formarono i Pirenei.

L'APERTURA DELL'OCEANO LIGURE-PIEMONTESE

La storia degli Appennini iniziò nel Triassico, quando il supercontinente Pangea cominciò a frammentarsi.

La Terra all'inizio del Triassico

È visibile la presenza di un supercontinente, la Pangea, che comprendeva la maggior parte delle masse continentali odierne, e l'oceano tetideo suddiviso in Neotetide (con crosta oceanica in espansione) e Paleotetide (originatasi nel Palozoico e ora in fase di chiusura), bordata a nord e a est da zone di subduzione attiva della crosta oceanica sotto la placca continentale euro-asiatica. Stampfli e Borel, 2002. Modificato. (Da Wikipedia)

La Terra al passaggio Ladinico-Carnico.

Prosegue l'espansione della Neotetide e le micro-placche cimmeriche si avvicinano al margine settentrionale della Paleotetide, ormai molto ridotta. La subduzione di crosta oceanica al margine occidentale della Paleotetide è probabilmente all'origine di un vulcanismo di arco nell'area delle attuali Alpi Meridionali. Nel settore nord-occidentale della Tetide si individuano nuovi piccoli bacini oceanici in fase di espansione. Un sistema di rift attivo interessa l'area corrispondente alla micro-placca Adria almeno dal Triassico Medio. Stampfli e Borel, 2002. Modificato. (DaWikipedia)

La Terra al passaggio Retico-Hettangiano (Giurassico Inferiore).

È avvenuta la collisione tra le micro-placche cimmeriche e il margine meridionale di Laurasia, con le prime fasi dell'orogenesi cimmerica. Inizia la subduzione della crosta oceanica della Neotetide. Persistono e si espandono ancora nel settore nord-occidentale della Tetide i piccoli bacini oceanici originatisi nel Trias Medio. Si attiva il rift del Nord Atlantico e inizia la separazione tra Laurasia e Gondwana; la micro-placca Adria è attivamente interessata da fasi tettoniche distensive in conseguenza dell'incipiente apertura della Tetide alpina. Stampfli e Borel, 2002. Modificato. (Da Wikipedia)

Durante il Giurassico (190 milioni di anni fa) la placca africana si spostò verso Est relativamente alla placca europea presa come riferimento stabile. Questi movimenti produssero uno stiramento con conseguente assottigliamento della crosta nell'area della Tetide sud-occidentale. Da quel momento, la Tetide meridionale si estese verso occidente tra i due futuri continenti Africa ed Europa ed il mare incominciò ad invadere i loro margini, rispettivamente settentrionale e meridionale (trasgressione marina).

Dapprima si formarono sabkhas e bacini costieri evaporitici che, col tempo ed il procedere della trasgressione, furono sostituiti da depositi di mare via via più profondo (sedimenti di piattaforma e di bacino) che formeranno le sequenze mesozoiche dei futuri Domini appenninici di pertinenza continentale africana.

Grazie a questi "spostamenti" iniziò a formarsi l'Oceano Ligure-Piemontese (Fig 3), che a est lambiva i confini di quelle due placche, mentre a ovest era in contatto con l'oceano Atlantico, anch'esso in fase di formazione.

Figura 3 Apertura dell'Oceano Ligure-Piemontese

Come tutti gli oceani, anche quello Ligure-Piemontese aveva una dorsale medio-oceanica, attraversata da parecchie faglie. Durante la formazione di questo bacino la crosta terrestre, che rappresentava il fondo di quell'oceano, si assottigliò molto e in alcuni punti si lacerò, permettendo alle lave vulcaniche, provenienti dal mantello terrestre, di fuoriuscire. È noto che quando si formano vulcani sottomarini, le lave che ne fuoriescono sono tendenzialmente basiche e, solidificando, assumono aspetti particolari. È in questo momento, quindi, che si formarono le rocce ofiolitiche e basaltiche.

Tra la fine del Giurassico e l'inizio del Cretacico (circa 140 milioni di anni fa) l'Oceano Ligure-Piemontese divenne sempre più grande, grazie proprio all'allontanamento della placca africana da quella europea. Nel fondo di quell'oceano, sopra ai depositi lavici, iniziarono a depositarsi altri sedimenti, depositi di mare estremamente profondo, "calcari a calpionelle" (Cretacico basale) e "argille a palombini" (Cretacico superiore).

A partire dal Cretacico superiore (circa 75 milioni di anni fa), in concomitanza con l'apertura della parte settentrionale dell'Oceano Atlantico, la placca africana incominciò a convergere verso quella europea. L'Oceano Ligure-Piemontese iniziò a ridursi, per arrivare a chiudersi totalmente nell'Eocene medio (circa 45 milioni di anni fa). In particolare è interessante osservare che per parte di quest'arco di tempo il bacino restò diviso in due sottobacini, il Ligure esterno e il Ligure interno, separati dalla dorsale medio-oceanica sopraccitata, attualmente chiamata Ruga del Bracco che, fuoriuscendo parzialmente dall'acqua, fungeva da barriera.

Ovviamente ognuno di questi due sotto-bacini fu interessato da fenomeni di sedimentazione diversi (per esempio, nel Ligure interno si depositarono grandi sequenze torbiditiche, nel Ligure esterno invece prevalgono i flysch ad elmintoidi). Già durante queste prime fasi di "convergenza" iniziarono a formarsi pieghe e a innalzarsi corrugamenti del terreno, ma fu nel momento in cui l'Oceano Ligure-Piemontese si chiuse, ovvero quando i margini delle due placche entrarono in contatto, che avvennero gli eventi tettonici più importanti. In questa fase, detta Ligure, gli Appennini e le Alpi iniziarono realmente ad innalzarsi (Eocene medio-superiore, 40 milioni di anni fa); questo grazie alla forza innescata dalle due placche in movimento l'una verso l'altra che crearono un corrugamento della crosta terrestre.

Quindi, il paesaggio marino esistente in questa zona nell'Eocene cambiò molto: terremoti e grandi frane modellarono i profili dei colli che si stavano formando, intere placche di crosta terrestre "scivolarono" le une sulle altre, piegandosi ribaltandosi, fratturandosi; a causa di della riduzione dell'Oceano si formarono anche piccoli bacini marini detti satellite.

Tali "eventi catastrofici", così come amavano descriverli gli antichi studiosi, proseguirono per tutto l'Eocene, terminando solo all'inizio del periodo oligocenico (circa 35 milioni di anni fa); quando, all'interno dei bacini satellite sopra menzionati, iniziarono a formarsi nuovi sedimenti marini. In particolare a livello dell'antico bacino Ligure interno si depositarono i sedimenti del Bacino Terziario Piemontese e nel bacino Ligure esterno quelli della Successione epiligure. È da questo momento, infatti, che iniziarono ad accumularsi sedimenti alloctoni, derivanti da frane sottomarine; depositandosi, in linea di massima, lì dove oggi li vediamo.

SI APRE IL BACINO BALEARICO

Con il ricongiungimento di Africa e Europa del vasto oceano chiamato Tetide rimane solo una traccia che formerà il Mar Mediterraneo. In epoche geologiche meno remote, altri grandi avvenimenti segnano in maniera determinante la morfologia di questo bacino.

A partire dall'Oligocene, inferiore a nord e superiore a sud, non è più la litosfera oceanica o di transizione ad essere subdotta ma la litosfera continentale (stadio continentale dell'orogenesi). Da questo momento si formarono progressivamente gli archi che caratterizzano i vari settori dell'Appennino.

La loro formazione è dovuta al fatto che, a partire dall'Oligocene, la Corsica e la Sardegna, chiamate Blocco Sardo-Corso, si staccarono dalla Francia e dalla Spagna ruotando in senso antiorario con fulcro di rotazione ubicato circa nell'attuale Liguria, spinte dall'apertura del bacino Balearico (fig. 6 ). La successiva apertura del Tirreno tra il Blocco Sardo-Corso e la Penisola italiana accentuò la rotazione di quest'ultima verso est, in tempi progressivamente più recenti da N a S.

la deriva viene ostacolata dal bordo della penisola italiana. Il movimento del Blocco Sardo-corso ha avuto due importanti conseguenze (fig. 9) da una parte ha generato una compressione da W verso E che ha causato la subduzione del margine occidentale di Adria sotto al Blocco Sardo-corso stesso, creando il corrugamento della primitiva catena appenninica e il suo progressivo avvicinamento alle coste della Dalmazia, mentre dall'altra parte ha provocato la progressiva apertura di due profondi bacini oceanici: il Bacino Provenzale e il Mar Tirreno (fig. 10).

Figura 10

Proprio la progressiva espansione del Mar Tirreno porterà, nel corso degli ultimi 7-8 milioni di anni (a partire dal Miocene superiore) alla formazione della catena appenninica come la vediamo oggi, con il blocco dell'Arco Calabro che si stacca dalla catena alpina e viene a saldarsi alla parte meridionale dell'Appennino.
Il Bacino del Tirreno è il più giovane dei bacini del Mediterraneo e con una profondità di 3600 m è uno dei più profondi: sui suoi fondali in espansione si trovano alcuni dei più importanti vulcani sottomarini del Mediterraneo. La sua apertura, che continua tutt'oggi, sta smembrando la catena appenninica. La continua compressione lungo il margine orientale provoca la formazione di grandi pieghe e spinge gli Appennini contro le coste della Dalmazia con un ritmo di 1 mm/a. Il margine occidentale è interessato da una tettonica distensiva, con formazione di profonde fosse tettoniche (Graben) e faglie distensive, che aprono la via alla risalita di magmi e conseguenti fenomeni vulcanici (in Toscana, Lazio, Campania): il margine W appenninico è quindi caratterizzato da vasti bacini tettonici (Val d'Elsa, Valdarno, piana di Firenze, Val Tiberina, per esempio), un tempo occupati dal mare, poi sede di grandi laghi (di cui il Trasimeno è l'unica testimonianza rimasta).

Con lo stadio continentale dell'orogenesi, iniziato nell'Oligocene, incominciarono a formarsi le avanfosse, profonde depressioni che interessavano il margine in subduzione e bordavano il fronte esterno della catena, situate dunque tra quest'ultimo e l'avampaese ancora indeformato.

Nell'Appennino settentrionale la prima e più interna avanfossa (Macigno, Oligocene sup. - Miocene inf.) fu colmata dai sedimenti che provenivano dalla catena alpina, già parzialmente emersa.

Al proseguire dell'orogenesi, queste prime avanfosse furono inglobate nella catena e se ne formarono altre più esterne e più giovani in un processo quasi continuo. In questo processo l'avanzamento della catena ingloba pertanto al suo fronte l'ultima avanfossa mentre si forma una depressione più esterna che viene riempita da sedimenti esotici (stadio di avanfossa) o derivanti dalla catena stessa (stadio di molassa). Poiché la catena rimase sommersa per gran parte della sua storia evolutiva, il riempimento delle avanfosse andò di pari passo con quello dei bacini che si formavano sopra alla catena stessa (bacini satellite) di cui la successione epiligure rappresenta l'esempio nell'Appennino settentrionale.

Contemporaneamente la tendenza dell'Appennino, a causa sempre della spinta esercitata dalla placca africana contro quella europea, era quella di migrare verso nord-est. È per questo motivo che anche durante il Miocene, iniziato 24 milioni di anni fa, continuarono a depositarsi torbiditi e frane sottomarine; ancora grandi quantità di sedimento che si staccarono dagli strati originari e che, a causa dei grandi terremoti innescati dalle placche in movimento, precipitarono nel fondo del mare.

Tutti questi movimenti portarono al sovrascorrimento delle Unità Liguri sui Domini di pertinenza continentale, che pure cominciarono a deformarsi. Nell'Appennino settentrionale la parte più occidentale (interna) del Dominio Toscano si scollò a livello dell'interfaccia tra basamento e copertura sedimentaria. Questa ultima (Falda Toscana) sovrascorse deformandosi e deformandolo, il settore più occidentale del Dominio stesso nell'Oligocene inferiore. Quest'ultimo fu quindi seppellito sotto le Unità Liguri, Subliguri e la Falda Toscana, fino a profondità tali da essere interessato da un metamorfismo di basso grado.

La migrazione verso l'esterno (Est, come riferimento attuale) del sistema fronte della catena- avanfossa è accompagnato, come abbiamo visto, da processi estensionali che interessano il settore di retro-catena e la parte interna della catena (settore occidentale, come riferimento attuale) e che sono responsabili dell'apertura del Tirreno. Anche questi fronti estensionali hanno migrato verso est nel tempo, di pari passo con il fronte compressivo. L'estensione, con conseguente assottigliamento crostale delle aree interne della catena, ha dato origine ad un magmatismo (Toscana) e un vulcanismo recente (Italia meridionale e Sicilia) che è in gran parte ancora attivo Nel Tirreno meridionale l'assottigliamento crostale è proseguito fino alla formazione di litosfera oceanica del settore compreso tra la Sicilia, la Calabria e la Sardegna, il cui inizio è databile a circa 4 milioni di anni fa.

Intorno a 5 milioni di anni fa, tutta l'area del Mediterraneo venne sconvolta da un evento che, dal punto di vista geologico, fu estremamente rapido. Per circa un milione di anni, la comunicazione con l'oceano Atlantico attraverso lo stretto di Gibilterra fu interrotta, a causa dei sollevamenti provocati dalla tettonica attiva che interessava l'area. Il bilancio negativo tra acqua apportata dai continenti ed evaporazione, (anche attualmente mantenuto in equilibrio solo dall'apertura di Gibilterra) causò l'evaporazione di tutta l'acqua marina e la formazione di potenti strati di sedimenti evaporitici di età messiniana.

Le evaporiti indicano che la salinità di un bacino è elevata e che l'evaporazione è maggiore dell'apporto di acqua dai fiumi. In questa fase cruciale nella storia del Mediterraneo si sono accumulati i sedimenti che costituiscono le rocce della Formazione Gessoso Solfifera. Queste formazioni si trovano nelle cosiddetta Vena del Gesso in Romagna e negli strati di gessi risedimentati delle Marche e in Sicilia.