Università degli studi di Pisa Dipartimento di Scienze della Terra
Corso di laurea magistrale in Scienze e Tecnologie Geologiche
Tesi di Laurea
LE UNITÁ DELLA ZONA DI CORTE (CORSICA):
UN ESEMPIO DEI PROCESSI TETTONO-METAMORFICI
ATTIVI DURANTE LA COLLISIONE CONTINENTALE
Candidato Relatore
MARIA DI ROSA Prof. MICHELE MARRONI
Correlatore Prof. OLIVIER VIDAL
Anno accademico 2013/2014
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INDICE
RIASSUNTO 5
ABSTRACT 7
1. INTRODUZIONE 9
1.1 OBBIETTIVI DELLA TESI 9
1.2 AREA DI STUDIO 9
1.3 METODOLOGIE ANALITICHE E SOFTWARES 10
2. INQUADRAMENTO GEOLOGICO 12
2.1 LA CORSICA ERCINICA 14
2.2 LA CORSICA ALPINA 16
2.2.1 Le Unità Inferiori o Parautoctone 17
2.2.2 Gli Schistes Lustrés 22
2.2.3 Le Unità Superiori 27
2.3 EVOLUZIONE GEODINAMICA 30
2.3.1 Modello evolutivo generale 30
2.3.2 Modelli per l’esumazione 36
3. GEOLOGIA DELL’AREA DI STUDIO 39
3.1 REVISIONE BIBLIOGRAFICA DELL’AREA DI STUDIO 39
3.2 LE UNITÁ TETTONICHE 41
3.3 LITOSTRATIGRAFIA 43
3.3.1 Basamento Ercinico 43
3.3.2 Unità Popolasca – Castiglione 44
3.3.3 Unità Croce d’Arbitro 51
3.3.4 Unità Piedigriggio – Prato 54
3.3.5 Unità Caporalino – Sant’Angelo 60
3.3.6 Schistes Lustrés 63
4. ANALISI STRUTTURALE 65
4.1 ANALISI STRUTTURALE DELL’UNITA’ POPOLASCA – CASTIGLIONE 66
4.2 ANALISI STRUTTURALE DELL’UNITA’ CROCE D’ARBITRO 73
4.3 ANALISI STRUTTURALE DELL’UNITA’ PIEDIGRIGGIO – PRATO 79
4.4 ANALISI STRUTTURALE DELL’UNITA’ CAPORALINO – SANT’ANGELO 91
4.5 ANALISI STRUTTURALE DEGLI SCHISTES LUSTRÉS 92
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5. METAMORFISMO 98
5.1 METODOLOGIA 98
5.1.1 Caratteristiche dei campioni 98
5.1.2 Petrologia e geochimica 99
5.1.3 XMapTools 100
5.1.4 Fengite 101
5.1.5 Clorite 103
5.2 RISULTATI TERMOBAROMETRICI 104
5.2.1 Stima delle condizioni T-P del picco metamorfico 104
5.2.2 Termometro clorite-quarzo-acqua 105
5.2.3 Geobarometro mica-quarzo-acqua 107
5.2.4 Approccio multiequilibrio clorite-mica-quarzo-acqua 108
5.3 MAPPE 113
5.3.1 CM21p8 (Monte Cecu) 113
5.3.2 CM22B (Valle del Tavignano) 117
5.3.3 CM29Ap2 (Castiglione) 119 5.3.4 CM29Ap5 (Castiglione) 121 5.3.5 CM32C (Bocca Ominanda) 123 5.3.6 CM34B (Ponte Scoltola) 126 6. TETTONICA 129 6.1 CONTATTI TETTONICI 130
6.1.1 Contatto tra il Basamento Ercinico e l’Unità e Popolasca 130
– Castiglione 6.1.2 Contatto tra le Unità Popolasca – Castiglione e 131
Croce d’Arbitro 6.1.3 Contatto tra le Unità Croce d’Arbitro e 132
Piedigriggio – Prato 6.1.4 Contatto tra l’Unità Piedigriggio – Prato e 134
l’Unità Caporalino 6.1.5 Contatti tra gli Schistes Lustrés e le altre unità 136
6.2 LA RAMPA LATERALE DI SOVERIA 138
6.3 LE STRUTTURE PLICATIVE INTERNE ALLE UNITÁ TETTONICHE 142
6.3.1 La struttura della Valle del Tavignano 142
6.3.2 La struttura di Col de Fuata 143
6.3.3 La struttura di Cuticci 145
6.3.4 La struttura di Pinzalaccio - Monte Cecu 145
6.3.5 La struttura di Punta di Malerso 148
6.4 DEFORMAZIONE POST-D3 149
4 7.1 CORRELAZIONI TRA LE FORMAZIONI EOCENICHE 152 7.2 ANATOMIA DELLE UNITÁ TETTONICHE E LA LORO EVOLUZIONE 154 DEFORMATIVA DURANTE I PROCESSI DI SUBDUZIONE ED ESUMAZIONE 8. CONCLUSIONI 160 9. BIBLIOGRAFIA 165
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RIASSUNTO
Il lavoro eseguito nell’ambito di questa tesi ha come obbiettivo lo studio geologico-strutturale del settore di Corsica Alpina compreso tra la città di Corte, Castirla e Francardo (Corsica centrale, Francia).
In questa area, geologicamente compresa tra il dominio Ercinico e quello Alpino, affiorano delle unità tettoniche metamorfiche, note dagli anni Settanta del Novecento come Scaglie di Corte. Tali unità presentano una deformazione polifasica di età alpina che ha prodotto una struttura complessa sia alla microscala che alla scala cartografica. Al fine di ricostruire la cronologia delle fasi deformative e di collocare in tale cronologia le strutture identificate durante il rilevamento geologico-strutturale, il lavoro è stato sviluppato attraverso sette fasi:
1. Lo studio della geologia regionale della Corsica attraverso la bibliografia disponibile;
2. Il rilevamento geologico strutturale circoscritto in un’area di circa 100 km2 che ha portato alla realizzazione di una carta geologica dalla quale si sono elaborate le cartografie a scala 1:5000 e 1:10000;
3. L’analisi strutturale alla mesoscala ed elaborazione dei dati raccolti in campagna; 4. Lo studio al microscopio ottico di 30 sezioni sottili;
5. L’acquisizione alla microsonda EPMA delle analisi chimiche e la relativa elaborazione dei dati mediante la termodinamica;
6. La ricostruzione dell’evoluzione strutturale del settore studiato mediante l’integrazione di tutti i dati raccolti;
7. Analisi dei meccanismi d’esumazione per le unità tettoniche studiate integrando la bibliografia pregressa con i nuovi dati ottenuti per questo lavoro di tesi.
I risultati di questo studio hanno permesso di riconoscere la presenza di diverse unità tettoniche, separate a est e a sud dagli Schistes Lustrés e Santa Lucia mediante un sistema di faglie facenti parte della Central Corsica Shear Zone. Lo studio si è concentrato sulle unità caratterizzate da una successione triassico-eocenica, rappresentative del margine continentale europeo. L’evoluzione strutturale ricostruita consiste di tre fasi deformative, la prima delle quali associata a pieghe di tipo sheath folds e a un metamorfismo di metamorfismo in facies basso grado scisti blu. Nei campioni studiati, il picco metamorfico è caratterizzato dall’associazione mineralogica mica bianca + clorite + albite + quarzo.
La seconda fase è invece caratterizzata da pieghe isoclinali a subisoclinale associate a un clivaggio di crenulazione, ben sviluppato nelle metapeliti. La terza fase produce pieghe asimmetriche da aperte a chiuse con vergenza verso est.
6 L’interferenza tra le fasi deformative ha prodotto una struttura geologica complessa a scala cartografica che è stata caratterizzata mediante l’andamento dei piani assiali. I contatti tettonici che delimitano le Scaglie di Corte sono in alcuni casi ripiegati dalla terza fase deformativa, altri invece sono successivi ad essa e quindi si presentano per lo più indeformati. A complicare il quadro deformativo, si è notato e discusso del cambiamento di direzione dei contatti, che nel settore centrale dell’area esaminata si dispongono a 90° rispetto alla direzione principale delle strutture relative alle fasi deformative D2 e D3.
L’ultimo evento deformativo è rappresentato da faglie trascorrenti che coinvolgono tutte le unità tettoniche alpine.
Dall’elaborazione termodinamica delle analisi chimiche eseguite sulla formazione delle Metabrecce eoceniche, si sono ottenute le condizioni temperatura – pressione d’equilibrio alle quali determinate fasi mineralogiche sono cristallizzate. Unendo il dato chimico all’immagine del SEM fornita in automatico dalla microsonda EPMA utilizzata, è stato inoltre possibile determinare la geometria di tali fasi metamorfiche e quindi gerarchizzarle nelle fasi deformative in base a semplici principi della geologia strutturale.
Collegando i dati cartografici, strutturali e mineralogici è proposto infine un modello per l’inquadramento geodinamico delle Scaglie di Corte, al fine di interpretarne l’evoluzione all’interno del prisma d’accrezione e la successiva esumazione.
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ABSTRACT
The aim of this work is the geological study of Corte area (central Corsica, France), where a stack of continental and oceanic units belonging to the Alpine Corsica domain crop out. These units have been deformed and metamorphosed during the Middle Eocene-early Oligocene timespan in the frame of the continental collision between Europa and Adria plates.
The study has been focused on the continental units, that includes a Hercynian Basement mainly consisting of Carboniferous metagranitoids and related host rocks, both covered by a Late Carboniferous to Middle Eocene metasedimentary cover (“Hercynian Corsica”). These units have been affected by polyphase deformation history under retrograde metamorphism.
The study area is located between Castirla, Francardo and Corte, east of the contact between Hercynian (to the west) and Alpine (to the east) domains. The reconstruction of the metamorphic and deformation history has been performed by analyses at different scales from micro- to map scale.
The first step of this work has been the analyses of the available literature for the Alpine Corsica. Subsequently, a detailed geological mapping of the study area has been performed. During the field mapping, all the data about the deformation history have been collected. In addition, about sixty representative samples of the rocks from each of the studied units have been collected. These samples have been selected and thirty thin sections of the more representative lithotypes have been studied. Using electron probe micro analyser (EPMA), a metamorphic study of the Metabrecce formation was done in order to reconstruct the temperature and pressure path using new methods of analyses through powerful softwares (XMapTools, Matlab, MultiPub and ThermoCalc). The chemistry of the metamorphic minerals has been performed as well. Subsequently, all the collected data from field and laboratory analyses have been compared with the available informations from the literature. Finally, the tectonic reconstruction of the study area in the frame of the geodynamic evolution of the Alpine Corsica has been provided.
The geological mapping indicates the occurrence of three continental units that, from bottom to the top, are: Popolasca-Castiglione, Croce d’Arbitro and Piedigriggio-Prato. These units are thrust over the Hercynian continental
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basement and are overlain by the Schistes Lustrés. The geological mapping has revealed that some slices of the Schistes Lustrés are sandwiched along the boundaries of the continental units.
The results obtained from the structural analyses indicate that all the analyzed continental units are characterized by three deformation phases:
- D1 phase is characterized by sheath folds and high metamorphic grade. A relict S1 foliation has been observed in thin section. The metamorphic peak in metapelites during the D1 phase is characterized by the white mica + chlorite + quartz + albite mineralogical association (p-peak:1.1 kbars; t-peak: 450°C). - D2 phase is characterized by isoclinals folds associated with well developed foliation. During the D2 phase top-to-the-west shear zones developed.
- D3 phase produced open and closed asymmetrical, east-verging folds. In the field the S3 foliation can be classified as a disjunctive cleavage.
The interference pattern resulting from this complex deformation history has produced in the map a complex geological structure. The tectonic units identified in the study area are bounded by top-to-the-west shear zones developed during the late D2 phase. These shear zones are subsequently folded during the D3 phase. In addition, the strike of the axis of the main structures in the central sector of the study area have been rotated during the D2 phase.
The structures related to D1, D2 and D3 phases are cut by the north-south trending strike-slip faults belonging to the Central Corsica Shear Zone.
A tectonic model for this area has been proposed, pay special attention on the mechanisms of subduction and exhumation.
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1. INTRODUZIONE
1.1 OBBIETTIVI DELLA TESI
In questo studio è stato analizzato un settore della Corsica Centrale al fine di ricostruirne l’assetto tettonico e l’evoluzione strutturale.
Gli obbiettivi di questo lavoro sono stati:
- La realizzazione delle carte geologico-strutturali dell’area alle scale 1:10000 con relative sezioni geologiche a scala 1:10000;
- Lo studio delle fasi deformative a varie scale, da quella cartografica a quella microscopica;
- La ricostruzione delle principali strutture tettoniche dell’area;
- Lo studio del metamorfismo attraverso l’analisi di campioni di Metabrecce (Eocene Medio - Superiore);
- La ricostruzione del modello geodinamico, vincolando con i dati termodinamici le fasi deformative riconosciute durante il rilevamento e l’analisi strutturale.
1.2 AREA DI STUDIO
L’area in cui si sono effettuate le campagne di rilevamento ha un’estensione di circa 100 km2; essa è limitata a nord dalla strada D84 che costeggia il fiume Golo, a est dalla strada statale RN 193 nel settore compreso tra Francardo e Corte, a sud dalla cittadella di Corte, a sud-ovest dalla valle del Tavignano e a nord-ovest dalla centrale elettrica di Castirla.
Dal punto di vista geomorfologico, l’area è notevolmente variabile. Si tratta della depressione centrale dell’isola corsa nella quale si alternano colline, valli fluviali bene incise e piccole pianure alluvionali, ed evolve verso est in rilievi dolci che superano i 1000 metri di quota; a ovest invece il paesaggio è montano, caratterizzato da rilievi aspri e versanti acclivi che superano i 2000 metri. Il netto cambio nella morfologia, osservabile non solo in panorama ma anche dalle foto aeree, è conseguente all’assetto geologico che interessa l’area.
La quota massima raggiunta è 1150 metri (a nord della Valle del Tavignano), la minima è 350 metri (a sud di Bistuglio).
La base topografica utilizzata per il rilevamento geologico è quella dell’IGN (Institut Géographique National) in scala 1:25000 del foglio di Corte (4250 OT) aventi
10 equidistanza tra le isoipse di 10 metri. Dopo l’ingrandimento alla scala 1:10000 la carta è stata ridisegnata riportando solo le isoipse, i punti quotati, i fiumi, le strade e i punti di riferimento per rendere la carta geologica finale di più facile comprensione.
All’interno della zona studiata per questo lavoro è inclusa l’area di Monte Cecu, rilevata alla scala 1:5000 nel 2012 nell’ambito della tesi triennale; la carta precedentemente prodotta è stata inclusa in questa tesi. Nell’area di Monte Cecu è presente la terminazione strutturale delle unità tettoniche che affiorano in tutta l’area rilevata per questa tesi.
Per lo studio del metamorfismo si sono utilizzati campioni appartenenti ad un particolare litotipo (Metabrecce eoceniche) provenienti da un’area più vasta di quella della rilevata per questa tesi. La collocazione dei campioni e le motivazioni di tale scelta sono riportati nel capitolo dedicato al metamorfismo (§ Cap. 6. METAMORFISMO).
Fig. 1.1 Area di studio acquisita con Google Earth.
1.3 METODOLOGIE ANALITICHE E SOFTWARES
Le attività di acquisizione ed elaborazione dei dati presentati in questa tesi sono di due tipologie ben distinte:
- L’attività di rilevamento, nella quale si è cartografata l’area, si sono misurati gli elementi strutturali (stratificazioni, lineazioni, assi,…) si sono osservati e interpretati i contatti tra i litotipi e le unità tettoniche; inoltre sono stati raccolti i campioni su cui sono state tagliate le sezioni sottili per l’analisi al microscopio ottico e alla microsonda. - L’attività di laboratorio, svolta presso l’Institute des Sciences de la Terre di Grenoble, durante la quale si sono acquisiti dati chimici e grafici alla microsonda EPMA; successivamente i dati sono stati trattati con softwares specifici per la
11 termodinamica con i quali è stato possibile stimare alcuni parametri chimico-fisici, essenziali per la ricostruzione della storia metamorfica delle Metabrecce eoceniche. Per la digitalizzazione della carta è stato utilizzato il programma open source QGis; per la realizzazione delle sezioni geologiche, delle colonne stratigrafiche delle unità tettoniche e per gli schemi esplicativi sono stati utilizzati i programmi Gimp, Illustrator e Inkscape.
I programmi utilizzati per l’elaborazione delle analisi chimiche sono tutti supportati dal pacchetto Matlab. Alcuni di questi programmi, come ad esempio XMapTools e ThermoCalc, sono open source; altri programmi utilizzati, come MULTIpub, non essendo ancora dotati di un’interfaccia grafica, non sono ancora disponibili per la grande distribuzione. Tuttavia, tutti i programmi citati sono efficienti in quanto garantiscono una buona precisione ed accuratezza e allo stesso tempo permettono al fruitore di scegliere la porzione di sezione sottile su cui eseguire i calcoli e di cambiare le soglie di tolleranza e il tipo di distribuzione degli errori.
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2. INQUADRAMENTO GEOLOGICO
Dal punto di vista geologico, la Corsica può essere considerata come un boudin di litosfera continentale separato dal continente europeo da due bacini di retro-arco: il bacino Balearico a ovest e il bacino Tirrenico a est (Fig. 2.1).
La Corsica è suddivisa in due diversi domini, separati da un confine orientato NNW-SSE che va da Ile-Rousse a Solenzara.
13 Il dominio Ercinico (Corsica Ercinica), situato a occidente, rappresenta più di due terzi dell’isola e consiste in un basamento di età Varisica costituito prevalentemente da un batolite granitoide orogenico associato a vulcaniti del Permiano intruse in rocce metamorfiche di età Paleozoica (Rossi et al., 1994; Paquette et al., 2003). Il Basamento Ercinico presenta delle coperture sedimentarie di età comprese tra il Triassico e l’Eocene (Fig. 2.2).
La Corsica Alpina, situata a oriente, è costituita da un insieme di unità tettoniche sia di tipo oceanico sia di tipo continentale, sovrapposte al basamento varisico e alle relative coperture sedimentarie. Queste unità sono state deformate durante l’orogenesi Alpina (Dallan & Nardi, 1984; Malavieille et al., 1998; Molli, 2008).
La Corsica Alpina è considerata come la prosecuzione meridionale delle Alpi Occidentali separatesi da questo settore in seguito all’apertura e all’espansione dei bacini di retro-arco Ligure-Provenzale prima e Tirrenico poi, avvenute durante l’Oligo-Miocene (Alvarez, 1972; 1975; Durand-Delga, 1978: 1984; Malavieille et al., 1998; Molli, 2008).
Fig. 2.2 Schema tridimensionale delle geometrie e dinamiche delle unità tettoniche del nord-est della Corsica (Fellin 2006; modificato da Jolivet et al., 1998)
14 2.1 LA CORSICA ERCINICA
La Corsica Ercinica è rappresentativa del margine continentale della placca europea. Il basamento è costituito da un insieme metamorfico, nel quale si sono distinti due gruppi ciascuno corrispondente a un’area geografica:
- Le Rocce Brune: si trovano nei pressi della depressione centrale dell’isola. Sono rocce metamorfiche di vario grado, così denominate da Termier e Maury (1928) a causa della patina d’alterazione scura che le caratterizza.
- Il Complesso di Belgodere: affiora nella porzione settentrionale della Corsica, nella regione della Balagne, a nord della depressione centrale. Identificato da Palagi et al. (1985), comprende gneiss e migmatiti, micascisti, un complesso leptyno-anfibolitico e gneiss anatettici e anatettiti leucocratici a muscovite (Rossi et al., 2001).
Questo insieme metamorfico è intruso da un batolite Permo-Carbonifero, nel quale si sono distinti due gruppi magmatici differenti: il primo, di età permo-Carbonifera, è caratterizzato da associazioni magnesio-potassiche (monzograniti) e calco-alcaline (monzograniti leucocratici a biotite, granodiorite ad anfibolo e biotite e dioriti ad anfibolo); il secondo, di età permiana, è un complesso alcalino (graniti pertitici rosa a biotite, graniti pertitici ad anfibolo e biotite e graniti ad anfibolo e biotite in enclaves). Alle rocce intrusive si associano episodi di vulcanismo permo-carbonifero, come quello di Monte Cinto, con associazioni alcaline (micrograniti alcalini, rioliti e piroclastiti) e calco-alcaline (ignimbriti e piroclastiti).
Il batolite è spesso tagliato da filoni e dicchi aventi composizione sia acide che basiche e filoni di quarzo. Si stima che la messa in posto del batolite sia avvenuta in 60 Ma (Paquette et al., 2003) in quattro differenti fasi, intervallate da periodi di quiescenza (Fig. 2.3). Dalle analisi geocronologiche effettuate sugli isotopi del Nd (Cocherie et al.,1994) e sul rapporto U/Pb negli zirconi (Paquette et al.,2003) si è stimato che: - Il primo impulso magmatico è quello dei graniti peralluminosi, avvenuto a 346 Ma; - Il secondo impulso è registrato a 338 Ma, durante il quale vengono messi in posto graniti calcalcalini ricchi in magnesio e potassio;
- Dopo un lungo periodo di quiescenza di 25 Ma, a 305 Ma viene messo in posto l’intrusione alcalina dei graniti che costituisce la parte volumetricamente maggiore del batolite (Orsini et al., 1987); questi graniti sono messi in posto sotto un regime tettonico estensionale;
- Infine, dopo un nuovo periodo di quiescenza di 20 Ma, a circa 280-285 Ma, viene messo in posto il complesso mafico-ultramafico.
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Fig. 2.3 Colonna stratigrafica sintetica della serie autoctona. Legenda: 1. Basamento metamorfico e batolite; 2. Parte detritica della prima mega-sequenza; 3. Parte calcarea della prima mega-sequenza (Malm); 4. Discordanza-lacuna; 5-6. Seconda mega-sequenza detritica
(Cretaceo Superiore); 7. Brecce silicoclastiche e calcaree (Eocene); 8. Sedimenti eocenici ( Amaudric du Chaffaut, 1980).
Al di sopra del basamento, il dominio Ercinico presenta delle coperture sedimentarie che affiorano in modo discontinuo al margine tra la Corsica Ercinica e la Corsica Alpina. La ricostruzione di questa successione sedimentaria è difficile data la scarsità degli affioramenti. Tuttavia vi sono delle località (Venaco, Restonica, Zurmulu) in cui tali coperture affiorano, e grazie a queste è stato possibile ricostruirne la successione originaria (Amaudric Du Chaffaut, 1980). Le coperture del basamento varisico sono quindi state suddivise in due cicli:
- Il ciclo mesozoico carbonatico, che è a sua volta costituita da due sequenze separate da una discontinuità. La prima sequenza, calcarea, presenta alla base un livello detritico con elementi del basamento cristallino rimaneggiato e corrisponde a una fase d’erosione anteriore alla deposizione dei carbonati. La prima sequenza termina con una successione carbonatica del Triassico – Giurassico Inferiore; in alcuni livelli fossiliferi sono riconoscibili dei fossili a guscio siliceo, indice di una sedimentazione pelagica. Questa sequenza calcarea è stata attribuita al Malm per correlazione con le successioni carbonatiche del dominio Brianzonese delle Alpi Occidentali (Amaudric Du Chaffaut, 1980). La seconda sequenza è essenzialmente detritica con clasti sia metamorfici che carbonatici (Giurassico – Cretaceo Superiore).
16 - Il ciclo Terziario; costituito da sedimenti eocenici in discordanza angolare sul primo ciclo e sul basamento. È costituito da brecce ed arenarie con clasti di composizione variabile (micascisti, calcari, graniti,…) appartenenti a tutte le formazioni su cui poggiano, dall’insieme metamorfico ai calcari detritici.
Fig. 2.4 Descrizione sintetica dell’orogenesi Varisica (Fritz, 2008)
2.2 LA CORSICA ALPINA
Le falde della Corsica Alpina sono state raggruppate in tre grandi gruppi: le Unità Inferiori o Parautoctono, gli Schistes Lustrés e le Unità Superiori (Fig. 2.5).
A sigillare i rapporti geometrico-strutturali tra queste unità, si trova una successione sedimentaria in discordanza angolare sulle falde alpine di età Miocenica (Burdigalliano – Langhiano), costituita da sedimenti carbonatici di ambiente marino e depositi silicoclastici (conglomerati e arenarie) di ambiente continentale. Tale successione affiora a nord-ovest del paese di Francardo, ovvero nell’area adiacente a quella studiata in questa tesi, presso Saint-Florent e nelle pianure costiere del versante tirrenico dell’isola.
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Fig. 2.5 (a) Carta geologica della Corsica Alpina. (b) Carta del metamorfismo della Corsica Alpina (Vitale Brovarone, 2013; modificato da Lahondère, 1996; Jolivet et al., (1998); Molli et al.,
2006; Molli, 2008). Mm: Monte Maggiore peridotite unit; Ce: Centuri continental slice; Ma: Macinaggio flysch; Fa: Farinole continental slice; Ne: Nebbio unit; Pi: Serra di Pigno continental slice: Tenda unit; Ba: Balagne unit, Po: Popolasca unit; Fr: Francardo unit; Ca: Caporalino unit;
SLu: Santa Lucia; P: Pineto ophiolitic unit; MP: Monte Piano Magiore ophiolitic unit; Sa: Sanpolo; In: Inzecca; RM: Rio Magno.
2.2.1 Le Unità Inferiori o Parautoctone
Si collocano nel margine occidentale della Corsica Alpina e rappresentano i frammenti del margine europeo imbricati all’interno del prisma e, in seguito, esumate. Esse sono composte da un insieme di rocce simile a quello della Corsica Ercinica, da depositi vulcano-sedimentari Permiani e da coperture Meso-Cenozoiche (Fig. 2.6). Queste unità sono caratterizzate da un metamorfismo variabile dal basso gradi alla facies scisti blu. Sono considerate Unità Inferiori:
- Il Massiccio del Tenda - L’Unità Caporalino – Pedani - L’Unità di Santa Lucia - Le Scaglie di Corte
La posizione strutturale occupata da queste unità è tutt’altro che chiara e l’interpretazione è ancora oggetto di studi.
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Fig. 2.6 Mappa tettonica della Corsica Alpina e sezione geologica interpretativa (Marroni e Pandolfi, 2003).
Il Massiccio del Tenda affiora nella parte settentrionale dell’isola, dalla costa a ovest di Saint-Florent fino alla valle del Golo a est di Ponte Leccia, da dove è possibile identificarne la terminazione periclinale.
Dal punto di vista geologico, il Massiccio del Tenda è separato a ovest dalla Falda della Balagne, attraverso una faglia ad alto angolo di portata regionale, avente una cinematica complessa (Waters, 1990), che a sud si raccorda alla Central Corsica Shear Zone (CCSZ). A est il Massiccio del Tenda è sovra scorso dagli Schistes Lustrés attraverso la East Tenda Shear Zone (ETSZ), una zona di taglio duttile polifasica (Brunet et al., 2000; Molli e Tribuzio, 2004; Molli et al., 2006).
Il massiccio del Tenda comprende litotipi di derivazione continentali: granitoidi Permo-Carboniferi intrusi da un complesso gabbrico (Bocca di Tenda), con associate delle sottili coperture sedimentarie Permo-Mesozoiche, metamorfosate. Tali coperture sono equivalenti a quelle della Corsica Ercinica fra le località Belgodere e Corte (Durand-Delga, 1984; Rossi et al., 1994; Molli e Tribuzio, 2004).
Dal punto di vista petrografico, le rocce magmatiche alla base della successione sono granodioriti ad anfibolo e biotite; l’età radiometrica stimata è 303 ± 5 Ma. A queste
19 granodioriti è associata la formazione vulcano-sedimentaria di composizione dacitica (Lahondère et al., 1999). Intrusi nelle granodioriti e nella formazione vulcano-sedimentaria, si trovano dei plutoni leucomozogranitici del Permiano inferiore di età compresa tra 281 ± 7 Ma e 286.5 ± 3.9 Ma (Rossi et al., 2001).
Il settore centro-meridionale del Massiccio del Tenda, presso Bocca di Tenda, è caratterizzato dall’intrusione di un complesso gabbrico stratificato, la cui età è 274 ± 4 Ma (Ohenenstetter et al., 1975). Tale complesso è a sua volta attraversato da dicchi di basalti doleritici e rioliti porfiriche.
Nel Massiccio del Tenda si riconoscono due fasi tettono-metamorfiche: la prima fase, legata a un coinvolgimento in una zona di subduzione immergente a est, è caratterizzata fa un regime deformativo non coassiale in condizioni di alta pressione e bassa temperatura in facies scisti blu (Tribuzio e Giacomini, 2002; Molli e Tribuzio, 2004; Molli et al 2006). Il Massiccio del Tenda è sovrascorso dagli Schistes Lustrés lungo la ETSZ, che si attiva come thrust duttile con senso di taglio top-to-W. Le età radiometriche 40Ar/39Ar effettuate sulle fengiti metamorfiche degli gneiss milonitici dell’ETSZ indicano un’età compresa tra 45 e 32 Ma (Brunet et al., 2000; Maggi, 2012). La seconda fase deformativa è caratterizzata da pieghe asimmetriche vergenti verso est e dalla riattivazione dell’ETSZ sotto regime estensionale come detachment fault, in facies scisti verdi e senso di taglio top-to-E. L’età radiometrica 40Ar/39Ar effettuata sulle fengiti metamorfiche cristallizzate in questa fase è compresa tra 32 e 25 Ma (Brunet et al., 2000).
Nei primi lavori pubblicati, il Massiccio del Tenda è considerato come una parte della Corsica Occidentale autoctona, perciò non coinvolta nell’orogenesi Alpina (Durand-Delga, 1984). In seguito, altri autori hanno riconosciuto le zone di taglio in facies scisti blu-epidoto e pressioni relative di 0,60 GPa, datate 45 Ma (Lahondere et al., 1999; Brunet et al., 2000). Queste condizioni hanno portato a ipotizzare che il Massiccio del Tenda fosse implicato nella subduzione alpina a livelli strutturali superficiali (Lahondere et al., 1999; Brunet et al., 2000).
Recenti lavori (Tribuzio e Giacomini, 2002; Molli e Tribuzio, 2004) hanno dimostrato la presenza della paragenesi metamorfica scisti blu-epidoto associata a pressioni di 0,9-1,10 GPa e temperature di 400-500°C, che testimonia no il coinvolgimento del massiccio del Tenda a livelli strutturali profondi nella subduzione Alpina, fino a una profondità di 30 km (Fig. 2.7).
L’Unità Caporalino – Pedani affiora nella finestra tettonica di Cima Pedani, al di sotto degli Schistes Lustrés, del Massiccio del Pineto (Unità tettoniche Superiori) e nel
20 settore meridionale al di sotto dell’Unità Santa Lucia (Rossi et al., 1994); a sud-ovest è in contatto con le Scaglie di Corte, mediante la CCSZ.
L’Unità Caporalino – Pedani è costituita da un basamento cristallino Paleozoico e da delle coperture sedimentarie del Permiano – Eocene simili a quelle delle Scaglie di Corte (Rossi et al., 1994). Il basamento è costituito da leucomonzograniti a biotite Permo-Carboniferi, ignimbriti calcalcaline e micrograniti Permiani. Le coperture iniziano con dei depositi vulcanici (Permiano), depositi detritici (Trias Inferiore), dolomie (Norico), calcari a lumachelle (Retico), Dolomie (Hettangiano), calcari con brecce carbonatiche (Sinemuriano). La successione Giurassica comprende dei calcari, conglomerai a blocchi, brecce di Padule e di Francardo, Arenarie di Setonia, calcari selciferi (Giurassico Medio-Superiore) e Calcari di Caporalino (Giurassico Superiore) (Durand-Delga, 1984). Al di sopra della successione Giurassica, la sequenza continua con dei conglomerati (Senoniano) e calcari e conglomerati (Paleocene Superiore – Eocene Inferiore). In discordanza su tutta la successione si trovano dei depositi torbiditici silicoclastici (Eocene Medio – Superiore).
Puccinelli e Perilli (2012) interpretano invece i carbonati dell’Unità Caporalino – Sant’Angelo come slide blocks e depositi a grana grossa ricchi in carbonati mesozoici messi in posto grazie a processi di mass-gravity; a questi depositi si alterna del materiale silicoclastico dell’Eocene Medio. Secondo questi autori l’Unità Caporalino – Sant’Angelo non è una successione sedimentaria mesozoica sviluppatasi presso il margine continentale passivo europeo, ma un deposito eocenico di materiale poligenico composto da slide blocks e clasti di rocce del basamento e delle coperture mesozoiche. Questa interpretazione riprende quella di Mattauer e Proust (1975), i quali però proponevano un bacino di tipo distensivo. Puccinelli e Perilli (2012) propongono invece un bacino sin-orogenico formatosi in condizioni di compressione nel Bartoniano. La deformazione di questa unità è rappresentata da pieghe parallele e da una foliazione poco pervasiva, associata a un metamorfismo di grado molto basso (Rossi et al., 1994).
Basandosi sulla posizione strutturale occupata da questa unità e ai contati tettonici che la limitano, Rossi et al. (1994) definiscono l’unità Caporalino – Pedani come “Autoctono Relativo”.
L’Unità Santa Lucia è considerata un’unità alpina alloctona, limitata a est dalle falde degli Schistes Lustrés e a ovest dall’unità Caporalino – Pedani e le Scaglie di Corte; queste unità sono messe a contatto attraverso la CCSZ, una faglia sub-verticale con direzione nord-sud, passante nella depressione centrale dell’isola.
21 Dal punto di vista litostratigrafico, l’Unità Santa Lucia è costituita da un basamento cristallino e da coperture sedimentarie del Cretaceo Superiore (Rossi et al., 1994). Il basamento cristallino prende il nome di Complesso di Santa Lucia, ed è composto da lherzoliti e pirosseniti serpentinizzate, paragneiss granulitici (kinzigiti), graniti, metagabbri a orneblenda, gabbro-noriti associate a noriti di Belli-Piani e dioriti ad anfibolo. Le coperture sedimentarie iniziano con uno strato molto spesso (circa 500 m) di conglomerati metamorfici, detti Conglomerati di Tomboni (Cenomaniano-Turoniano?), seguito dal Flysch di Tralonca (Senoniano), aventi alla base uno strato di arenarie intercalate da livelli di conglomerati e strati pelitici (Rossi et al., 1994) e al tetto strati torbiditici di medio spessore costituiti da marne e calcareniti.
L’Unità Santa Lucia è tettonicamente sovrapposta all’unità Caporalino – Pedani. Nelle ricostruzioni paleogeografiche, l’Unità Santa Lucia è interpretata come dominio transizionale tra il dominio oceanico Ligure Piemontese e il margine Corso-Europeo (Durand-Delga, 1984), similmente al dominio Pre-Piemontese delle Alpi Occidentali. A questa interpretazione si oppone quella di Dallan e Nardi (1984), la quale confronta i litotipi sedimentari dell’Unità Santa Lucia con quelli della Falda della Balagne, appartenenti alle Unità Superiori. Secondo questi autori, tali unità sono collocate a est dei domini oceanici Liguro – Piemontesi, e sovrascorrono al di sopra degli Schistes Lustrés grazie a importanti movimenti verso est durante la fase retrovergente.
La particolarità del basamento dell’Unità Santa Lucia ha portato anche ad altre interpretazioni. Caby e Jacob (2000) ritrovano nei litotipi e nell’assetto geologico-strutturale delle formazioni dell’Unità Santa Lucia gli stessi elementi che caratterizzano la zona di Ivrea nelle Alpi Occidentali; in questa interpretazione il basamento dell’Unità Santa Lucia rappresenta un frammento di crosta continentale appartenente alla upper plate di un rift asimmetrico, apertosi nel Permo-Mesozoico nel margine sud-est del paleocontinente europeo.
Zibra (2003) focalizza il suo lavoro di dottorato sull’Unità Santa Lucia: l’analisi geologico – strutturale unita alle analisi sul metamorfismo hanno fornito un grado di dettaglio superiore grazie al quale ha riconosciuto e caratterizzato gli eventi tettonici dell’unità.
Lo studio di questa unità è molto complesso, e dati certi che ne possano spiegare l’origine e la storia metamorfica sono ancora in fase d’acquisizione.
Le Scaglie di Corte confinano con la Corsica Ercinica a ovest e gli Schistes Lustrés a est. Chiamate anche Unità Parautoctone di Corte, sono un gruppo di scaglie tettoniche direttamente sovrapposte alle formazioni della Corsica Ercinica, sia il basamento sia le
22 coperture Meso-Cenozoiche (Amaudric Du Chaffaut, 1975; 1980; Durand Delga, 1984; Jolivet et al., 1990; 1991; 1998; Marroni e Pandolfi, 2003; Malasoma e Marroni, 2007). La sequenza di queste unità, ancora da definire con certezza, comincia con delle rocce metamorfiche dette Rocce Brune, intruse da dei graniti del Permo-Carbonifero; segue la sequenza vulcano-sedimentaria composta da riodaciti, arcose e conglomerati del Permo-Carbonifero. Al di sopra si collocano delle coperture sedimentarie, in ordine si hanno un livello detritico (Trias Inferiore), dolomie (Trias Medio-Superiore), Carniole, calcari e dolomie (Hettangiano-Sinemuriano), calcare detritico, calcari e marmi (Giurassico Medio-Superiore). In discordanza angolare su tutte le formazioni appena citate, si trovano dei depositi silicoclastici dell’Eocene Medio (Rossi et al., 1994).
Le Scaglie di Corte sono una porzione del margine europeo deformate durante il processo di subduzione della placca europea al di sotto di Adria nell’Eocene Superiore. Dopo aver raggiunto un picco metamorfico in facies scisti blu, vengono esumate e ricoperte, in discordanza angolare, dai depositi miocenici del bacino di Francardo. Tali eventi tettonici sono registrati nei litotipi delle Scaglie di Corte in tre fasi deformative, associata al metamorfismo di alta pressione e bassa temperatura (Amaudric du Chaffaut et al., 1976; Amaudric du Chaffaut e Saliot, 1979).
Fig. 2.7 Sezione geologica interpretativa della Corsica settentrionale (Malavieille, 1998).
2.2.2 Gli Schistes Lustrés
Gli Schistes Lustrés comprendono le unità tettoniche con metamorfismo di alta pressione sovrascorse al di sopra della Corsica Ercinica e alle relative coperture sedimentarie (Rossi et al. 1980; Cohen et al. 1981; Rossi et al. 1994). È un insieme sia di unità di affinità oceanica, ossia metaperidotiti del mantello, metagabbri, metabasalti e metasedimenti Giurassico – Cretaciche, sia di unità di affinità continentale, ossia gneiss e metagranitoidi, incorporate come scaglie tettoniche di piccole dimensioni (Durand-Delga, 1984).
Il picco metamorfico raggiunto dagli Schistes Lustrés è in facies scisti blu o eclogitica, retrocessi poi alla facies scisti verdi (Dal Piaz e Zirpoli, 1979; Gibbons et al., 1986;
23 Fournier et al., 1991; Caron, 1994). Le intense deformazioni registrate nel corso dei processi di subduzione-esumazione dell’orogenesi Alpina sono responsabili della frammentazione delle originarie sequenze e della cancellazione dei rapporti primari tra il basamento e le relative coperture sedimentarie.
Attraverso lo studio di alcuni affioramenti ben preservati (Padoa, 1999, Marroni et al., 2004; Levi et al., 2007) sono state ricostruite quattro unità principali, diverse sia per la posizione strutturale occupata, sia nelle formazioni che le compongono: Unità Inzecca, Unità Bagliacone – Riventosa, Unità Santo Pietro di Tenda, Unità della Castagniccia. Tale classificazione è stata utilizzata per la suddivisione tettonica e stratigrafica della Falda degli Schistes Lustrés nella carta geologica della Corsica a scala 1/250000 (Rossi et al., 1980) e in alcune delle carte a scala 1/50000, per esempio il foglio di Corte (Rossi et al., 1994).
Le Unità Inzecca e Santo Pietro di Tenda si trovano i posizioni tettonicamente superiori rispetto alle altre, e sono caratterizzate da un basamento ofiolitico; per questo sono considerate rappresentative della litosfera oceanica del bacino Ligure-Piemontese. L’Unità Bagliacone Riventosa, in posizione occidentale e tettonicamente inferiore, è considerata rappresentativa di un dominio paleogeografico prossimo al margine europeo, caratterizzato da crosta continentale assottigliata. L’Unità Castagniccia occupa anch’essa una posizione strutturale inferiore, ma non presenta una chiara associazione con le ofioliti e quindi probabilmente non strettamente connessa alle ofioliti. La paleogeografia degli Schistes Lutrés è una problematica di primo ordine che ancora non ha ancora trovato una soluzione.
Prima degli anni 2000, gli Schistes Lustrés erano datati solo per correlazione; in seguito, attraverso datazioni radiometriche e metodi termocronologici basati sulle tracce di fissione dell’apatite (Brunet et al., 2000; Zarki-Jakni et al., 2004; Cavazza et al.,2001), sono state assegnate delle età ad alcune delle formazioni degli Schistes Lustrés, permettendo così una ricostruzione tettono-metamorfica più precisa.
L’interpretazione più condivisa dagli autori vede gli Schistes Lustrés come un frammento di litosfera oceanica esumata, nella quale si trovano anche scaglie di materiale continentale cristallino molto deformate (Agard et al., 2002; Jolivet, 1993; Rosenbaum et al., 2002; Mohn et al., 2009; Vitale Brovarone et al., 2011, Deseta et al., 2014). Successivamente gli Schistes Lustrés sono sovrascorsi al di sopra del margine continentale europeo tra il Cretaceo Superiore e il Terziario (Jolivet, 1993).
Le datazioni ottenute con il metodo Lu/Hf (Vitale Brovarone, 2013) danno il range 34,65-34,11 Ma per i granati (lawsonite – eclogite) e 37.1 Ma per gli scisti blu – lawsonite senza granati. Le temperature di picco (500-550°C) sono quelle tipiche della facies eclogitica.
24 L’Unità Inzecca (Amaudric du Chaffaut et al., 1972) è quella meglio conosciuta e studiata tra le successioni di Schistes Lustrés. Questa unità affiora estesamente a ovest e a sud del duomo di Castagniccia, nella Corsica Alpina Meridionale (Fig. 2.8). In affioramento è stato riconosciuto il contatto stratigrafico tra l’Unità Inzecca e la sequenza ofiolitica; pertanto è considerata rappresentativa della copertura sedimentaria della litosfera oceanica Ligure-Piemontese. I litotipi che la compongono sono (dal basso verso l’alto):
- Metaradiolariti, con uno spessore di 50 m, in contatto stratigrafico con le sottostanti ofioliti;
- Marmi chiari, di spessore variabile da 1 cm a 20 m;
- Scisti e metacalcari, o Formazione d’Erbajolo; spessa 100 m, caratterizzata da un’alternanza di metacalcari stratificati fini e scisti neri di origine non carbonatica; - Scisti e quarziti, termine transizionale dell’unità data da alternanza di scisti e metacalcari;
- Quarziti e metacalcari, alternanza di strati molto fini di scisti e quarziti a grana fine.
La successione dell’Inzecca corrisponde agli Schistes Lustrés superiori o unità Liguri metamorfiche (Durand-Delga, 1978; 1984) ed è correlabile per facies alle successioni dell’Appennino Settentrionale delle Alpi Occidentali (Amaudric du Chaffaut et al., 1972), come si evince nello schema proposto da Paperini (2004).
CORSICA ALPINA ALPI OCCIDENTALI APPENNINO SETTENTRIONALE Fm. Scisto-quarzitiche Fm scisto-arenacee
Scisti della Val Lavagna Fm. Erbajolo Fm. Della
Replatte
Argille a Palombini Marmi chiari Marmi chiari Calcari a
Calpionelle Metaradiolariti Metaradiolariti Diaspri
Mediante le correlazioni con le radiolariti alpine e appenniniche datate al Bathoniano e il Kimmeridgiano (De Wever et al., 1987; Marcucci e Passerini, 1991; Bill et al., 2001) e gli Scisti della Val Lavagna datate al Campaniano – Maastrichtiano inferione (Marroni e Perilli, 1990), l’età della successione dell’Inzecca è stimata Giurassico Superiore – Cretaceo Superiore.
25
Fig. 2.8 Sezione litostratigrafica dell’unità Inzecca (Caron, 1979).
L’Unità Bagliacone – Riventosa (Caron, 1977) affiora a sud-est di Corte ed è costituita, dalle seguenti litologie (Caron, 1979):
- Calcari con liste di selce;
- Brecce e microbrecce poligeniche; - Calcescisti arenacei “plaquetès” Il basamento non è affiorante.
Dalla finestra tettonica collocata lungo il fiume Tavignano, l’unità Bagliacone – Riventosa è situata al di sotto dell’unità Inzecca attraverso un contatto piegato da tre fasi deformative (Rossi et al., 1980) (Fig. 2.9).
L’età dell’unità Bagliacone – Riventosa non è nota: Caron (1977) la correla al Lias delle Scaglie di Corte e delle Alpi Occidentali (Amaudric du Chaffaut, et al., 1972); secondo Durand-Delga (1978; 1984) invece la successione è correlata al Flysch di Tralonca dell’Unità Santa Lucia e appartiene quindi al Cretaceo Superiore. In entrambi i casi, l’originario basamento di questa successione si immagina che sia di tipo continentale
Fig. 2.9 Sezione litostratigrafica dell’unità Bagliacone – Riventosa (Caron, 1979).
L’Unità Santo Pietro di Tenda (Fig. 2.10) affiora generalmente in vicinanza di importanti masse ofiolitiche, ed è esposta in modo discontinuo a Capo Corso e ai margini ovest e est della sinforme della Falda del Nebbio. Altri affioramenti sono esposti ai margini del duomo Castagniccia, a sud della Valle del Golo.
26 La successione dei litotipi dell’Unità Santo Pietro di Tenda non è univoca: una delle prime interpretazioni è quella di Delcey (1974) così composta:
- Gneiss albitici;
- Scisti quarzosi neri che passano a calcescisti
- Marmi massicci chiari con selci e clasti di riolite e dolomie - Quarziti detritiche
- Prasiniti
Stando a questa interpretazione, la successione Santo Pietro di Tenda rappresenta la copertura sedimentaria Triassico – Liassica del Massiccio del Tenda; le prasIniti al tetto della successione derivano in parte da sedimenti vulcanici, in parte da basalti messi in posto su crosta continentale. Successivamente, Delcey e Caron, con l’ausilio di nuove osservazioni, invertono la polarità della successione del 1974 e la interpretano come copertura sedimentaria delle ofioliti (ovvero le prasIniti dell’interpretazione del 1974). Le quarziti sono interpretate come radiolariti e, insieme ai marmi, sono correlate ai termini inferiori della successione Inzecca. L’Unità Santo Pietro di Tenda proposta da Caron nel 1979 è così schematizzabile:
- Metaofioliti; - Quarziti; - Metacalcari; - Calcescisti.
Durand-Delga (1984), propone una successione ancora diversa, più affine alla versione di Delcey del 1974.
Un punto su cui gli autori non trovano accordo è quale litotipo è da considerarsi il basamento della successione Santo Pietro di Tenda, e di conseguenza con quale altra degli Schistes Lustrés correlarla. Ne scaturisce l’impossibilità di definirne la collocazione paleogeografica.
27 L’unità Castagniccia (Delcey, 1974; Caron e Delcey, 1979; Caron et al., 1979) è la meno conosciuta tra gli Schistes Lustrés. Questa unità affiora estesamente a Capo Corso e nella regione Castagniccia (Fig. 2.11).
È costituita, dal basso all’alto, da (Caron et al., 1979): - Metacalcari massicci con liste di selce;
- Scisti alternati a metacalcari;
- Scisti alternati a metarenarie debolmente carbonatiche.
Nella catena alpina corsa, l’Unità Castagniccia occupa la posizione strutturale più bassa e orientale e nella regione omonima costituisce il nucleo povero di ofioliti di un duomo a scala regionale allungato in direzione nord-sud (duomo della Castagniccia). Data la complessità di questa unità, gli autori non trovano accordo nella sua interpretazione. Solo Caron e Delcey (1979) danno tre diversi significati alla successione Castagniccia, vedendola come
- la prosecuzione dell’unità Santo Pietro di Tenda - una successione a se stante
- una successione composita da suddividere ulteriormente.
Secondo Durand-Delga (1984) l’unità Castagniccia va interpretata come la copertura sedimentaria di un basamento ofiolitico, ma indipendente alla successione di Santo Pietro di Tenda.
Fig. 2.11 Sezione litostratigrafica dell’unità Castagniccia (Caron, 1979).
2.2.3 Le Unità Superiori
Sono delle unità poco o per nulla metamorfiche collocate al di sopra degli Schistes Lustrés o direttamente sul Basamento Ercinico. Possono comprendere sia crosta oceanica che continentale con le relative coperture sedimentarie, come la Falda della Balagne, la Falda del Nebbio, l’unità Rio Magno e l’unità Pineto – Tribbio. Le altre due
28 unità, Macinaggio e Bas-Ostriconi, sono invece costituite solamente da successioni sedimentarie (Fig. 2.12).
La Falda della Balagne è l’insieme di unità tettoniche più occidentale delle Unità Superiori, ed occupa la posizione strutturale più esterna della Corsica Alpina. Essa è limitata a ovest da delle scaglie di Basamento Ercinico e le relative coperture sedimentarie, mentre a est è limitata dal Massiccio del Tenda.
Dal punto di vista stratigrafico la Falda della Balagne è caratterizzata da un basamento ofiolitico e le relative coperture sedimentarie. La sequenza ofiolitica, spessa circa 500 metri, è composta da peridotiti mantelliche serpentinizzate intruse da un complesso gabbroide; al di sopra di questo si trova un complesso vulcanico composto da pillow lava e brecce a pillows. Le caratteristiche geochimiche dei basalti rivelano un’affinità E-MORB, tipica di una crosta sviluppata durante la prima fase di apertura oceanica (GLOM, 1977; Durand-Delga, 1977; Saccani et al., 2000). La copertura sedimentaria posta al di sopra del complesso vulcanico è composta da radiolariti (Calloviano Medio – Kimmeridgiano), Calcari a Calpionella (Titoniano – Berrisiano Inferiore) e dalla formazione di San Martino (Berriasiano Inferiore – Hauteriviano Superiore), che comprende marne, argilliti non carbonatiche e calcilutiti silicizzate. questa formazione è correlata alle Argille a Palombini delle Unità Liguri dell’Appennino Settentrionale (Marroni et al., 2000; Marroni e Pandolfi, 2003).
Al di sopra della formazione di San Martino sono presenti depositi torbiditici: la Lydienne, le Brecce di Toccone e le Arenarie di Novella (Hauteriviano Superiore/Barremiano Inferire – Cenomaniano Superiore) (Nardi et al., 1978; Marroni et al., 2000). È probabile che l’area di alimentazione di questi depositi sia il paleomargine continentale europeo. Datazioni radiometriche e dati geochimici suggeriscono invece che le ofioliti della Falda della Balagne rappresentino un settore collocato in profondità del paleomargine passivo della placca europea (Marroni e Pandolfi, 2003).
La Falda del Nebbio è limitata a ovest dal bacino di Saint Florent e dagli Schistes Lustrés, mentre a est dalle unità Serra di Pigno-Oletta e unità Farinole. La Falda del Nebbio ha dimensioni contenute ed è caratterizzata da successioni sia ofiolitiche che continentali, sovrapposte alle unità metamorfiche degli Schistes Lustrés (Nardi, 1968a). Dal punto di vista litologico, la Falda del Nebbio è suddivisibile in due gruppi di unità: - Le unità inferiori (Croce di Menta, Unità Inferiori s.s.) hanno un basamento di affinità continentale e coperture sedimentarie Permiano – Eoceniche simili a quelle delle Scaglie di Corte e dell’Unità Caporalino – Pedani.
29 - Le unità superiori (Tramonti, Mortola) sono caratterizzate invece da un basamento ofiolitico di basalti a pillow (simile a quello della Falda della Balagne) e da coperture sedimentarie composte da radiolariti e calcari massicci, correlabili rispettivamente alle radiolariti e ai Calcari a Calpionella della Falda della Balagne. Dal punto di vista strutturale, la Falda del Nebbio è composta da una serie di scaglie piegate e deformate in una blanda sinforme a scala regionale, orientata nord-sud, simile a quella più grande della Falda della Balagne.
L’Unità Rio Magno (Padoa et al., 2001) affiora in modo discontinuo al limite sud-orientale della Corsica Alpina lungo la faglia di Saint-Antoine, la quale separa il dominio alpino dai bacini miocenici. L’Unità Rio Magno si sovrappone all’Unità Inzecca degli Schistes Lustrés ed è costituita da un basamento ofiolitico e da copertura sedimentaria oceanica, entrambi non metamorfici. Le ofioliti sono costituite da basalti con strutture a pillow o massive lava flow; le coperture sono invece caratterizzate da una parte inferiore di argilliti e calcari micritici (Berriasiano Medio – Valanginiano) correlabili alle Argille a Palombini dell’Appennino Settentrionale e con la formazione di San Martino della Falda della Balagne. La parte superiore delle coperture si trovano delle arenarie silicoclastiche e calcareniti (Albiano Superiore – Cenomaniano).
L’Unità Pineto – Tribbio affiora a sud-est di Ponte Leccia ed è limitato a sud e est dall’Unità Caporalino – Pedani e dagli Schistes Lustrés, mentre a ovest dal bacino di Francardo. Tale unità è composta per lo più da gabbri, sottili coperture basaltiche e una successione sedimentaria tipo la Falda della Balagne (Saccani et al., 2000; Durand-Delga et al., 2005).
L’Unità Macinaggio affiora sulla costa nord – orientale dell’isola vicino a Capo Corso. Questa unità è costituita da una successione sedimentaria del Permiano-Giurassico Inferiore, equivalente alla parte basale della successione Caporalino – Pedani (Durand-Delga, 1984). Al di sopra di questa si trovano dei depositi torbiditici carbonatici del Cretaceo Superiore tettonicamente sovrascorsi alla successione sedimentaria del Permiano-Giurassico.
L’Unità Macinaggio, come le altre Unità Superiori, è collocata al di sopra degli Schistes Lustrés.
L’Unità Bas-Ostriconi affiora lungo la costa nord dell’isola a ovest del Massiccio del Tenda. Questa unità è composta unicamente da torbiditi carbonatiche (Cretaceo Superore) che prendono il nome di Flysch di Narbinco, a cui sono associati
30 conglomerati poligenici, o Conglomerati di Cima Lo Caigo. Il basamento di questa unità non è mai stato riconosciuto.
Le fasi deformative dell’unità Bas-Ostriconi riconosciute sono quattro (Malasoma et al., 2005). L’origine e la storia deformativa di questa unità è sconosciuta ed è tuttora oggetto di studi. Malasoma et al. (2005) correla la successione Bas-Ostriconi con le coperture sedimentarie torbiditiche della Falda della Balagne, considerando le similitudini presenti tra la stratigrafia, l’evoluzione strutturale, la posizione e le aree d’alimentazione.
Fig. 2.12 Distribuzione delle unità tettono-metamorfiche della Corsica Alpina e sezioni geologiche interpretative (Vitale Brovarone, 2013).
2.3 EVOLUZIONE GEODINAMICA
2.3.1 Modello evolutivo generale
L’evoluzione geodinamica della Corsica Alpina è correlabile a quella delle Alpi Occidentali (Dallan e Nardi, 1984; Malavieille et al., 1998; Marroni e Pandolfi, 2003; Molli e Tribuzio, 2004). I dati e gli studi pubblicati su questo argomento sono numerosi, ma un’interpretazione univoca non è ancora stata formulata (Fig. 2.13).
31 Nel Mesozoico, il Basamento Ercinico del blocco Sardo-Corso faceva parte del margine meridionale della placca di Laurasia. Nel Giurassico Medio – Superiore il regime estensionale presente in questa area induce inizialmente a una fase di rifting, al quale segue l’apertura dell’oceano Ligure – Piemontese (Frisch, 1981; Loup, 1992; Borel, 1995).
L’espansione del Giurassico è suddivisibile in due momenti: il primo, caratterizzato da rifting passivo (Marroni et al., 1998), attraverso il quale il bacino si sviluppa tramite assottigliamento litosferico con estensione per taglio puro. In un secondo momento (Giurassico medio – superiore) l’estensione per taglio semplice comporta l’asimmetria dei due margini. Questa estensione asimmetrica è data dall’attivazione di una detachment fault che taglia la crosta continentale, separando la placca inferiore (Adria) da quella superiore (Europa).
Questa configurazione comporta delle complessità nella placca inferiore, nella quale il mantello sottocontinentale risale a livelli superficiali e i blocchi di crosta continentale ruotano tramite faglie ad alto angolo (alloctoni estensionali); questo è il comportamento che la crosta continentale assume sotto un regime estensionale. Spostandosi verso il continente, l’area è caratterizzata da crosta continentale appartenente al bordo distale della placca inferiore, probabilmente caratterizzato da blocchi ruotati da faglie normali ad alto angolo (Wernicke, 1985).
La placca superiore (Europa) è caratterizzata dall’esposizione della parte superiore della crosta continentale, che nel caso della Corsica corrisponde a rocce granitoidi del batolite Ercinico, coperte da strette piattaforme carbonatiche Giurassiche, i cui resti sono esposti in Sardegna (Amaudric du Chaffaut, 1984).
La fase di spreading continua fino al Giurassico Superiore; il bacino oceanico formatosi ha un’ampiezza di circa 500-600 km. Le unità oceaniche della Corsica Alpina sono considerate rappresentative della crosta oceanica formatasi in questa fase di spreading (Decandia e Elter, 1969; Abbate et al., 1980; Savostin et al., 1986; Stampfli et al., 2004).
Va sottolineato che le sequenze oceaniche affioranti nelle Alpi Occidentali, nella Corsica Alpina e negli Appennini, sono di spessore ridotto rispetto a una crosta oceanica normale: i modelli proposti per spiegare tale anomalie sono tre:
- le ofioliti si sono formate in una fascia di trascorrenza; l’area oceanica che si sviluppa è conseguenza del movimento strike-slip delle placche Europa e Adria (Giannelli e Principi, 1977; Lemoine, 1980);
- le ofioliti sono rappresentative di una litosfera oceanica appartenente ad un piccolo oceano in fase embrionale (Lemoine et al., 1987; Manatschal e Bernoulli,
32 1999): tramite la denudazione del mantello mediante detachment fault durante la fase di rifting, queste unità avrebbero acquisito le caratteristiche di area oceanica;
- le ofioliti di Alpi e Appennini sono ciò che rimane di una dorsale a bassa velocità di espansione (Lagabrielle e Cannat, 1990; Lagabrielle e Lemoine, 1997), caratterizzata da scarso magmatismo e da faglie normali ad alto e basso angolo. Dopo un periodo di quiescenza (Giurassico Superiore – Cretaceo Inferiore) inizia la subduzione intraoceanica est-immergente, con il margine europeo che ricopre il ruolo di lower plate e il margine adriatico quello di upper plate. Il cambio di cinematica da divergente a convergente è messo in relazione allo spostamento verso E-SE della microplacca Iberica (Lagabrielle & Polino, 1988; Schmid et al., 1996; Stampfli et al., 1998; Michard et al., 2002) che si svincola dalla placca europea e inizia la convergenza verso la placca Adria (Dewey et al., 1989).
La subduzione porta allo sviluppo di un prisma orogenico i cui resti sono rappresentati dagli Schistes Lustrés deformati in condizioni di HP/LT (Nardi et al., 1978; Caron et al., 1981; Mattauer et al., 1981; Gibbons and Horàk, 1984; Warburton, 1986; Jourdan, 1988; Daniel et al., 1996; Malavieille et al., 1998) e dai frammenti del paleomargine europeo/corso rappresentato dalle unità Parautoctone della Corsica Alpina (Massiccio del Tenda, Scaglie di Corte) in condizione di M-HP/LT (Malasoma et al., 2007). Il picco metamorfico in facies eclogitica riconosciuto negli Schistes Lustrés è stato datato a 84 ± 5 Ma (Lahondere & Guerra, 1997; Brunet et al., 2000). Alcuni autori (Molli, 2008) sostengono che nel Cretaceo Superiore una microplacca di tipo continentale sia coinvolta nel prisma orogenico. Questo microcontinente, i cui resti in Corsica sono rappresentati dalla Falda del Nebbio, sono costituiti da una successione Triassica – Liassica simile al dominio Toscano.
Quando il margine continentale della Corsica, costituito dalle unità Serra di Pigno e Farinole (Lahondere, 1996; Malavieille et al., 1998) arriva al fronte del prisma, diminuisce la velocità di subduzione della placca europea (Molli & Tribuzio, 2004) fino all’arresto totale nell’Eocene Inferiore – Medio, causato dall’impossibilità di subdurre la crosta continentale inspessita costituita dal Massiccio del Tenda (Molli, 2008).
L’età del metamorfismo è materia di dibattito: Malavieille et al., (1998) propone il Cretaceo Superiore per il metamorfismo di HP/LT; Brunet et al., (2000) sostiene invece che il metamorfismo sia di età eocenica. I sedimenti più giovani coinvolti nella subduzione e che sono stati quindi metamorfosati durante l’orogenesi Alpina sono i quelli delle formazioni detritiche dell’Eocene Medio, che si sono accumulati nel trench antistante il prisma orogenico formatosi durante la collisione Alpina (Durand-Delga, 1978; Egal, 1992).
33 Nell’Eocene Superiore, la crosta continentale della Corsica, precedentemente subdotta, comincia ad essere esumata (Molli, 2008), mentre il mantello litosferico sottostante subisce il break-off e si distacca dal margine europeo (Malavieille et al., 1998; Tribuzio e Giacomini, 2002; Molli e Tribuzio, 2004). I meccanismi che guidano l’esumazione di rocce con metamorfismo di HP/LT in contesto di collisione continentale sono ancora da definirsi. Alcuni modelli prevedono l’esumazione applicando il contesto tettonico estensionale al prisma orogenico (Jolivet et al., 1990; Fournier et al., 1991; Daniel et al., 1996). In alternativa, è stato proposto il “nappe extrusion model” che combina deformazioni per taglio puro e semplice associati alle diverse densità delle rocce. Secondo questo modello, le scaglie coinvolte nella subduzione si scollano dalla placca inferiore e risalgono per differenza di densità. Questo modello garantisce una rapida risalita di rocce di HP/LT mediante due faglie, un thrust alla base e una faglia normale al tetto (Malavieille et al., 1998).
Nell’Oligocene Inferiore termina la tettonica compressiva in Corsica e inizia la fase estensionale legata al collasso del prisma orogenico (Réhault et al., 1984; Jolivet et al., 1990; 1991; 1998; Fournier et al., 1991; Brunet et al., 2000). La presenza di un dominio oceanico a est del prisma orogenico Alpino appena formato, consente l’inizio dell’orogenesi Appenninica W-NW-immergente (Oligocene Superiore) (Réhault et al., 1984; Doglioni, 1991; Gueguen et al., 1998). Ora è la placca Iberica che svolge la funzione di backstop mentre la crosta assottigliata della placca Adria va in subduzione. I primi depositi post-collisionali (Oligocene Superiore) si trovano sulla costa W-SW dell’isola; si tratta di conglomerati fluviali depositati in una struttura di half-graben che costituisce il margine est del bacino Ligure-Provenzale (Ferrandini et al., 1999).
Nel Miocene Inferiore comincia una nuova fase di rifting nell’attuale Golfo del Leone, al quale segue l’apertura dell’oceano Ligure Provenzale (Vigliotti and Kent, 1990; Vigliotti et al., 1990; Vigliotti and Langenheim, 1995), un bacino di retroarco che si sviluppa in contemporanea con il prisma orogenico Appenninico (Muttoni et al.,, 2000). L’espansione di questa area porta alla rotazione antioraria del blocco Sardo-Corso di circa 24° (Aquitaniano – Burdigalliano) con uno o d ue poli, a seconda degli autori, posti a nord della Corsica (De Jong et al. 1969; Alvarez, 1972; Edel e Lortsher, 1977; Montigny e Edel, 1981; Rehault et al. 1984; Burrus, 1984; Van der Voo, 1993; Speranza et al., 1999; Deino et al. 2001; Speranza et al., 2002; Carmignani et al. 2004), separandola definitivamente dalla placca Europea e isolandolo dal resto della catena Alpina (Bellaiche et al.,1976; Cherchi e Montadert, 1982; Séerrane, 1999).
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Fig. 2.13 Ricostruzione dell’area del Mediterraneo (a) al Giurassico Medio-Superiore; (b) al Cretaceo Inferiore; (c) all’Eocene Medio; (d) all’Oligocene; (e) al Tortoniano; (f) oggi
(Carmignani, 2004; modificato da Stampfli, 1998; 2001; Gueguen et al., 1997).
Una faglia trascorrente sinistra sub-verticale orientata nord-sud si sviluppa lungo gran parte dell’attuale contatto tra Corsica Ercinica e Alpina (Waters, 1990), denominata Central Corsica Fault Zone, che permette di accomodare la rotazione del blocco Sardo-Corso verso est.
L’apertura dell’oceano Tirrenico al Miocene Superiore (Carmignani et al., 1995), causato dall’arretramento flessurale della placca Adria in subduzione (Patacca et al., 1990), isola la Corsica dal punto di vista cinematico dalla catena appenninica (Jolivet et al., 1991; Brunet et al., 2000; Speranza et al., 2002).
La tettonica ha ridotto il blocco Sardo-Corso a un boudin litosferico, limitato a est e a ovest da due bacini di retroarco (Doglioni et al.,1999; Zeck, 1999).
35 Dal Burdigalliano al Tortoniano, in contesto tettonico estensionale, si deposita una successione trasgressiva che presenta alla base dei conglomerati terrigeni che passano a depositi carbonatici marini (es. Bacino di Francardo) (Orszag-Sperber and Pilot, 1976; Durand-Delga, 1978). La causa dell’estensione è da riferirsi all’arretramento flessurale della subduzione appenninica (Doglioni et al., 1999).
Ad eccezione della Pianura Orientale, la deposizione bacinale miocenica termina a circa 10 Ma (Durand-Delga, 1978) e l’area su cui si sono depositati i conglomerati subisce un uplift che porta la successione all’emersione (Ferrandini et al., 1998). Si osserva un sistema di pieghe a scala regionale, con piani assiali sub-verticali e direzione circa nord-sud, che interessa tutte le unità della Corsica Alpina, compresi i sedimenti del Burdigalliano e Langhiano Inferiore, come dimostrano le deformazioni nei bacini di Saint-Florent e Francardo (Durand-Delga, 1975; Faure e Malavieille, 1981). Queste strutture sono state interpretate come conseguenza di una fase tettonica compressiva tardiva (Harris, 1985; Waters, 1990) oppure come il risultato della tettonica estensionale Miocenica (Jolivet et al., 1990; 1991; Fournier et al., 1991; Egal, 1992; Marroni e Pandolfi, 2003).
Un ultimo evento deformativo è associato all’assottigliamento tettonico della litosfera continentale della parte orientale della Corsica (Miocene superiore – Pliocene) dovuto all’apertura del Mar Tirreno. Questo evento tettonico ha dato origine alla formazione di faglie normali come quella che delimita a ovest la pianura di Aleria e quella a est di Capo Corso (Waters, 1990) (Fig. 2.14).
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Fig. 2.14 Sezioni geologiche schematiche (a) nel Cretaceo Superiore; (b) nel Paleocene – Eocene Inferiore; (c) nell’Eocene Medio; (d) nell’Eocene Superiore e (e) nell’Oligocene (Molli e
Malavieille, 2010).
2.3.2 Modelli per l’esumazione
Studi sempre più approfonditi sui processi legati alla collisione continentale hanno portato alla modellizzazione di vari processi esumativi delle unità tettoniche subdotte a grande profondità.
L’esumazione di rocce HP/LT fa parte dei processi orogenetici causati dalla subduzione di litosfera continentale (Fig. 2.15).
