Premessa
Queste brevi note sull'origine del Golfo Padano, per la realizzazione delle quali si è largamente attinto a dei lavori precedenti, che possono essere trovati ai seguenti indirizzi:
http://www.arpa.piemonte.it/index.php?module=ContentExpress&func=display&ceid=616
www.comune.passeranomarmorito.at.it/web-comuni/.../affioramenti.pdf
nascono come premessa per verificare sino a qual punto sia possibile associare: vicissitudini geologiche e caratteristiche petrografiche e strutturali al comportamento meccanico delle diversi terreni al fine di una valutazioni in termini applicativi.
L'Italia prima dell'origine delle Alpi
250 milioni di anni fa, i continenti erano raggruppati nella Pangea, nella quale si apriva un grande braccio di mare, la Tetide. L'Italia si trovava nell'angolo occidentale di questo grande golfo, sommersa da un mare poco profondo (200-300 m), molto simile all'attuale Adriatico, i cui margini presentavano un paesaggio somigliante a quello delle piattaforme carbonatiche delle Bahamas.
I depositi di questo antico mare si ritrovano ancora nelle sequenze sedimentarie delle Alpi e degli Appennini.
Le uniche aree emerse di quella che diventerà la penisola italiana erano una piccola area tra Pisa, l'Argentario e la Sardegna.
I movimenti della litosfera crearono grandi fratture e nuove placche cominciarono a muoversi, ad allontanarsi e a collidere tra loro. Così, la subduzione della crosta oceanica della Tetide verso N finì per provocare un movimento del blocco africano che, nella nostra regione, aprì un nuovo oceano (l'Oceano Ligure-piemontese) (fig 1)
Questo oceano si estendeva grosso modo in direzione N-S, separato a E dal vasto mare di Vardar da una penisola che dalle coste africane si estendeva a N verso la placca europea, il Promontorio Africano, o Adria: la maggior parte del territorio che diventerà Italia si trovava sulla placca di Adria, ad eccezione della Sardegna, posta sull'opposto margine europeo. Nel Cretaceo medio (100 Ma) i movimenti di espansione cessarono e l'Oceano Ligure-piemontese iniziò a chiudersi sotto la spinta della placca africana che cominciò a ruotare in senso antiorario. La crosta oceanica, densa e pesante, andò ancora una volta in subduzione al di sotto della crosta continentale africana fino alla totale scomparsa dell'Oceano Ligure-piemontese (fig.2).
Figura 1
Figura 2
Della crosta che formava i fondali di questo antico oceano rimangono tracce nelle rocce ofiolitiche (le "pietre verdi") della Corsica, delle Alpi occidentali, della Liguria e della Grecia, mentre i sedimenti che lo ricoprivano formano ora le rocce che costituiscono l'ossatura del nostro Paese.
Le Alpi
Una volta consumata la crosta dell'Oceano Ligure-piemontese, la placca europea e africana si trovarono l'una di fronte all'altra e, avendo la medesima densità, iniziarono a subire fortissime deformazioni, sotto l'inarrestabile spinta della rotazione africana (fig. 3)
Figura 3
La placca europea andò in
subduzione sotto quella africana e la collisione deformò le rocce e
i sedimenti di entrambi i margini, che si accavallarono gli uni sugli
altri a dare la tipica struttura "a falde di ricoprimento".
La struttura della catena alpina può essere divisa in due settori (
fig. 4) separati tra loro da un importante lineamento tettonico, la
Linea Insubrica
o Lineamento Periadriatico:
questa serie di lunghissime faglie corrono da W verso E lungo tutto
l'arco alpino e separano il dominio Alpino, principalmente costituito
da rocce metamorfiche, dal dominio Sudalpino (o Alpi Meridionali),
dove le falde sono in gran parte formate da rocce sedimentarie.
La
catena alpina ha quindi una struttura a doppia vergenza, con falde
trasportate sia verso N, avanfossa e avampaese europeo, sia verso S,
avanfossa della Pianura Padana e avampaese appenninico.
Il movimento di rotazione antioraria della placca africana, iniziato nel Cretaceo, si protrae ancora ai giorni nostri, se pur con fasi di varia intensità,
lo stesso comporta anche un sollevamento, che fu di alcuni centimetri all’anno nell’Oligocene, e che continua, se pur più lentamente, tuttora.
Un’altra risalita di lava determinò un’altra rottura, la separazione di: Baleari, Corsica e Sardegna dall'Europa (fig 5). Quindi anche l'origine degli Appennini può essere ricondotta ai movimenti di rotazione verso E del Blocco Sardo-corso, contemporanei alla collisione delle placche europea e africana che stava creando la catena alpina a N. Questa rotazione iniziò però più tardi rispetto alla nascita delle Alpi, tra l'Oligocene superiore e il Miocene inferiore (30-16 Ma): gli Appennini sono quindi più giovani della Alpi.
Figura 5
la deriva viene ostacolata dal bordo della penisola italiana. Il movimento del Blocco Sardo-corso ha avuto due importanti conseguenze 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. 6).
Figura 6
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).
Nel Miocene, un’altra crepa, la penisola italiana, la Corsica e la Sardegna si disgiungono. Lo spostamento della penisola verso est è ancora in atto e continua e comprimere e a sollevare gli Appennini. Mentre Alpi e Appennini subiscono l’azione disgregatrice delle piogge torrentizie.
Inizia quindi l’erosione e lo smantellamento.
Pianura Padana
La Pianura Padana si estende a S delle Alpi e le separa dagli Appennini: piatta e monotona in superficie, in realtà nasconde una struttura geologica molto complessa e attiva (fig.7)
Nel Messiniano si chiude lo stretto di Gibilterra ed aumentano le temperature per cui il Mar Mediterraneo si trasforma in un basso lago salato mentre la pianura padana è gradualmente prosciugata. Questa condizione dura diverse centinaia di migliaia di anni durante i quali si depositarono sedimenti come gesso, anidrite e salgemma.
Mano a mano che la catena alpina prendeva forma e iniziava la graduale emersione dei rilievi. I processi erosivi iniziarono subito a modificare il paesaggio producendo un'enorme quantità di sedimenti e detriti che si depositarono ai piedi dei rilievi, nelle avanfosse. Nell'avanfossa meridionale, si sono raccolti, in pochi milioni di anni, depositi di enorme spessore; è stato infatti calcolato che nel sottosuolo della Pianura Padana gli spessori dei sedimenti deposti negli ultimi 5 Ma (Pliocene) raggiungano, nella zona di Parma e Reggio Emilia, i 7.000 m!
Figura 7
La stessa costituisce infatti l'avanfossa della parte centrale della catena alpina, ma anche quella della più giovane catena appenninica: si tratta quindi dell'area dove due importanti catene ancora in formazione si fronteggiano. Il risultato è che nel sottosuolo, al di sotto di una copertura di 300-400 m di sedimenti fluviali e lacustri, a partire dal Pliocene (3,9 Ma) si sono formate, e continuano a formarsi, grandi pieghe e scaglie tettoniche che si impilano le une sulle altre.
All’inizio del Pliocene Africa ed Europa si slegano, tra il Marocco e la Cordigliera Betica si crea l’apertura dello stretto di Gibilterra. Le acque dell'Atlantico si riversano nella conca mediterranea e ripristinano condizioni marine simili a quelle attuali, ma con un clima più caldo perché tutta la regione occupa una latitudine inferiore a quella attuale, in una posizione più prossima ai tropici. In Piemonte emergono solo alcune isole, sono i rilievi della Collina di Torino e del Basso Monferrato, e, separati dal Bacino Pliocenico Astigiano, alcuni territori delle Langhe. Tra le Alpi e gli Appennini il Golfo Padano ricopre l’intera pianura padana e costituisce un’ampia insenatura del mare Adriatico (fig 8).
In questo golfo erano presenti dei coni di deiezione in corrispondenza ai corsi d'acqua minori e dei delta a quelli maggiori.
A partire dai 4 milioni di anni fa i corsi d’acqua incidono le valli alpine e appenniniche e sfociano in mare depositano grandi quantità di sedimenti che nel tempo accrescono stratificandosi gli uni sugli altri formando dei delta, i corsi maggiori, e dei coni di deiezione, quelli minori, in cui sono presenti lagune, stagni, canali. Queste piane costiere si ricoprono di boschi e praterie dove pascolavano elefanti, cervi, cinghiali, mammut, rinoceronti, ippopotami, antenati del cavallo e dei primi ruminanti, questa è la nuova realtà della nostra regione.
Pleistocene
Nel Pleistocene, un nuovo fenomeno: l’abbassamento della temperatura, il clima cambia sia per un ciclo di raffreddamento del pianeta sia perché l’Europa, ancora spinta dall’Africa, si assesta nell’attuale latitudine. Gli eventi piovosi sono più numerosi, si definisce un ciclo di stagioni. Questo mutamento climatico provoca la nascita e l’espansione dei ghiacciai che arrivarono, nel loro momento di massimo sviluppo, a colmare le valli lasciando emergere solo i rilievi più elevati.
A causa dell'erosione è difficile disporre di una registrazione completa dei cambiamenti climatici nei continenti, più favorevole è invece rilevarla negli oceani. Per determinare le paleotemperature si sono utilizzati gli isotopi dell’ossigeno applicando il seguente schema:
L’ossigeno -16 (O-16) ha 8 protoni e 8 neutroni;
L’ossigeno -18 (O-18) ha 8 protoni e 10 neutroni, quindi è più pesante dell’O-16;
L’origine dei ghiacciai sono le precipitazioni. Per avere delle precipitazioni si deve far evaporare l’acqua dagli oceani. A causa della maggior leggerezza evapora più facilmente l’acqua con O-16, quindi i ghiacciai sono arricchiti in O-16 mentre gli oceani sono più ricchi di acqua con O-18;
Nelle carote prese negli oceani un arricchimento in O-18 indica che le temperature erano più basse e che vi era un aumento della copertura glaciale. L’O-18 si trova nelle carote in quanto rilasciato dagli organismi che incorporano l’ossigeno nei loro gusci.
La registrazione del contenuto di O-18 nelle carote oceaniche per gl’ultimi 2.5 milioni di anni è riportata in figura 3.
Figura 9
Questa figura mostra come negli ultimi 1.6 milioni di anni il clima abbia oscillato tra dei periodi glaciali relativamente freddi (valori di O-18 alti), con lo sviluppo delle coltri glaciali, e dei periodi interglaciali caldi, con il ritiro delle stesse. Malgrado le morene ed i depositi glaciali che si sono trovati segnalino la presenza di sole 4 o 5 glaciazioni, gli isotopi dell’ossigeno indicano che vi sono stati più di 60 episodi di avanzata glaciale negli ultimi 2 milioni di anni.
Inoltre dalla figura si rileva come inizialmente i periodi glaciali ed interglaciali avessero una durata uguale, di circa 50'000 anni, mentre a partire da circa 1 milione di anni fa gli episodi glaciali si allungarono (circa 100'000 anni) ed i periodi interglaciali diventarono molto più brevi, oltre ad aumentare le differenze di temperatura tra periodi glaciali e interglaciali.
Un primo esame della figura 9 fa sorgere il dubbio che le cinque glaciazioni riscontrate da Penck e Bruckner nelle Alpi (Donau, Gunzu, Mindel Riss Wurm) corrispondano alle cinque glaciazioni identificate negli oceani a partire dal Pleistocene medio.
Dalla Figura 10 emerge che, sia nel Riss che nel Wurm, durante l'Ultimo Massimo Glaciale il livello del mare è stato circa 120 metri inferiore a quello attuale. Mentre tra il Riss ed il Wurm in corrispondenza ai diversi interstadiali abbia oscillato senza però raggiungere mai il livello attuale.
F
igura
10
La situazione delle terre emerse durante l'ultimo massimo glaciale è presentato in figura 11 dove si vede come il Po arrivasse circa a metà dell'attuale adriatico.
Se confrontiamo la carta di figura 8 con quelle di figura 11 emerge chiaramente che al di là del ritiro del mare durante le glaciazioni vi è altresi' stato un colmataggio del golfo ad opera sia dei corsi d'acqua appenninici che alpini.
Dato che le ricerche dell'Agip hanno messo in rilievo come lo spessore dei depositi fluviali quaternari si aggiri attorno ai 300 – 400 m. Ben oltre quindi le oscillazioni del livello del mare. Ne risultano due conseguenze da un lato che la pianura padana è soggetta ad un fenomeno di subsidenza tettonica. E dall'altro che durante il breve periodo quaternario 1.8 milioni di anni c'è stato nella stessa, la cui superficie è circa 30'000 kmq un accumulo di 5 mio di m3 all'anno, pari a circa 0.2 mm al m2 all'anno.
Valore grosso modo corrispondente a quello calcolato come erosione in Ticino
Figura 11
