La Corsica: inquadramento geologico.
2.1 Introduzione.
Nel Mediterraneo Occidentale la Corsica rappresenta un blocco di litosfera continentale limitato da due bacini di retro‐arco oceanici (bacino Ligure‐Provenzale e Tirreno) circondati da catene orogeniche collisionali (fig. 2.1A). Questa particolare configurazione è il risultato della complessa evoluzione geodinamica del ciclo alpino, di cui la Corsica ha subito sia le fasi compressionali (Cretaceo sup.‐Oligocene), connesse alla subduzione della litosfera oceanica del bacino giurassico Ligure‐Piemontese, con la successiva collisione continentale fra le placche Adria ed Europa, sia le fasi estensionali (Oligocene‐Miocene), connesse all’apertura dei bacini di retroarco Ligure‐Provenzale e Tirreno per roll back verso Est della placca Adria in subduzione (fig. 2.1B).
La sequenza di eventi geodinamici che hanno interessato questa isola è registrata nel suo assetto geologico attuale. La Corsica è divisa in due domini distinti, profondamente diversi sia nelle caratteristiche geologiche che in quelle geomorfologiche (fig. 2.2).
Il dominio occidentale (Corsica Ercinica), pari a circa 2/3 dell’isola, è costituito da un basamento composito che include delle vulcaniti permiane associate ad un batolite granitoide orogenico (Carbonifero‐Permiano) intruso in rocce metamorfiche precambriane e paleozoiche. I resti di una copertura sedimentaria prevalentemente silicoclastica, di età Mesozoico‐Eocene superiore, sono preservati lungo una fascia allungata in direzione NNW‐SSE situata presso il margine orientale della Corsica Ercinica.
Il dominio nord‐orientale (Corsica Alpina) consiste in una complessa pila di unità tettoniche sovrascorse durante l’orogenesi alpina (Cretaceo sup.‐Eocene) sul basamento composito o sulla relativa copertura sedimentaria della Corsica Ercinica. Queste unità costituiscono un insieme eterogeneo in cui possono essere distintiti tre gruppi maggiori che differiscono fra loro per origine, posizione strutturale occupata, ed evoluzione tettono‐metamorfica. Le unità in posizione strutturale inferiore (unità
Fig. 2.1 A: Assetto tettonico della Corsica nel Mediterraneo occidentale. Sono mostrati gli elementi tettonici di primo ordine attivi durante il Neogene. Abbreviazioni: C=Corsica; MT=massiccio Maures‐Tanneron. B: Sezione schematica a scala crostale attraverso il bacino Ligure‐Provenzale, la Corsica, il bacino Tirreno settentrionale e
l’Appennino Settentrionale (la traccia della sezione è indicata in A) (modificato da: ZARKI‐JAKNI et al., 2004).
parautoctone di Corte, Caporalino‐Pedani, Santa Lucia) sono caratterizzate da un basamento cristallino di origine continentale (equivalente al basamento della Corsica Ercinica) e da una copertura sedimentaria variamente metamorfosata di età Trias‐Eocene. In posizione strutturale intermedia sono presenti le unità tettoniche metamorfiche degli Schistes Lustrés. Queste unità, che costituiscono la maggior parte della Corsica Alpina, sono composte principalmente da un basamento ofiolitico giurassico e dalle relative coperture metasedimentarie di età Giurassico superiore‐Cretaceo. In posizione strutturale
superiore sono presenti delle unità poco o non metamorfiche (falda della Balagne, del Nebbio, di Macinaggio, di rio Magno) composte da un basamento ofiolitico giurassico e dalle relative coperture sedimentarie. Queste unità costituiscono delle klippes situate sopra la pila delle unità precedenti. La più occidentale di queste (falda della Balagne), è posta direttamente sul basamento composito e sulla relativa copertura silicoclastica (Eocene) della Corsica Ercinica.
Un lineamento tettonico di primo ordine lungo circa 100 km, con direzione NNW‐SSE, separa la Corsica Alpina da quella Ercinica. Questo lineamento, coincidente con una depressione morfologica nota come depressione centrale, rappresenta il fronte del thrust principale che sovrappone la pila di falde alpine al basamento composito, e/o alla relativa copertura sedimentaria, dell’avampaese ercinico.
2.2 Lineamenti geomorfologici principali.
Con una superficie inferiore a 9000 km2, la Corsica è caratterizzata da una
topografia essenzialmente montuosa. Escludendo la fascia costiera tirrenica, quest’isola è, in effetti, priva di pianure. L’altitudine massima e media, così come il rilievo medio, sono significativamente maggiori rispetto a quelli di ogni altra isola del Mediterraneo Occidentale. L’altitudine media è di 565 m e il rilievo medio (su una scala di 2×2 km) è ≈150 m (ZARKI‐JAKNI et al., 2004). La cima più alta, il Monte Cinto, culminante a 2710 m, è situata a 24 km dalla costa occidentale ed a soli 50 km dal piede della scarpata continentale, profonda ‐2600 m.
La morfologia della Corsica Ercinica è radicalmente diversa da quella della Corsica Alpina. Il dominio ercinico è caratterizzato da alti massicci montuosi prevalentemente granitoidi (20 cime superano 2000 m di altezza.), incisi in profondità da valli NE‐SW sub‐parallele che convogliano le acque verso la costa occidentale e proseguono come canyons sottomarini fino alla scarpata continentale. In generale il reticolo idrografico della Corsica Ercinica è tipico di un rifted continental margin ad alta elevazione (ZARKI‐JAKNI et al., 2004). La linea spartiacque fra il bacino Ligure‐Provenzale
e il mar Tirreno è definita da una lunga dorsale montuosa che, attraversando l’isola da NNW a SSE, rappresenta un lineamento geomorfologico di primo ordine, sub‐parallelo alla depressione centrale che evidenzia il fronte del thrust principale fra il dominio ercinico e quello alpino. Le maggiori vette dell’isola sono situate lungo questa dorsale (da Nord a Sud): Monte Cinto (2710 m), Monte Rotondo (2625 m), Monte d’Oro (2391 m), Monte Renoso (2357 m), Monte Incudine (2136 m).
Fig. 2.2 Carta tettonica schematica della Corsica (modificata da: ZARKI‐JAKNI et al., 2004).
La Corsica Alpina, benché caratterizzata da rilievi inferiori in altezza (la cima più alta è Monte San Petrone, 1767 m), mostra una topografia più tormentata. I tratti geomorfologici principali derivano da deformazioni crostali di età miocenica che hanno prodotto una struttura regionale a duomi e bacini allungati in direzione Nord‐Sud (antiforme di Capo Corso e del Tenda, duomo della Castagniccia e di Santa Lucia di Mercurio, bacino del Nebbio, della Balagne e del medio corso dei fiumi Golo e Tavignano). L’erosione di queste strutture ha generato dei rilievi asimmetrici e un
reticolo idrografico complesso, definito da valli corte e profonde. Le cime più elevate (Punta di a Mazza, 1041 m; Monte Compoli, 1236 m; Monte San Petrone, 1767 m; Punta de Caldane, 1724 m) sono allineate lungo una dorsale essenzialmente ofiolitica che, percorrendo da Nord a Sud la parte centrale del dominio alpino, definisce i limiti geomorfologici e geologici del duomo della Castagniccia. Il profilo trasversale di questa dorsale, asimmetrico, è tipico di un rilievo monoclinale immergente ad Ovest: lungo il versante orientale di Monte San Petrone il dislivello, a soli 2 km dalla vetta, è pari a ≈1000 m, mentre il versante opposto degrada progressivamente verso Ovest.
2.3 Principali caratteristiche della litosfera e della crosta.
La conoscenza delle caratteristiche litosferiche e crostali della Corsica deriva principalmente dai dati ottenuti da due profili sismici orientati in direzione WSW‐ENE (ortogonali al fronte di deformazione alpino) passanti per il golfo di Porto e la Valle del Golo (HIRN e SAPIN, 1974; BETHOUX et al., 1999). Lo spessore della litosfera varia da ≈70 km in prossimità del margine occidentale dell’isola, a ≈40 km verso il bacino tirrenico settentrionale. Il limite crosta‐mantello (discontinuità di Mohorovičić) è posto a ≈30 km di profondità, senza differenze considerevoli fra la Corsica Alpina e la Corsica Ercinica. Ad una distanza di circa 30 km dalla costa occidentale, la crosta diminuisce di spessore fino a ≈18 km e si raccorda con la base della crosta oceanica del bacino Ligure‐Piemontese, posta a 10~12 km di profondità. Nella parte settentrionale dell’isola la Moho passa da 29 a 20 km di profondità in Corsica Ercinica (fra Niolo e Ile‐Rousse) e da 29 a 24~25 km in Corsica Alpina (da Sud a Nord di Capo Corso). I dati sismici hanno inoltre mostrato una discontinuità della crosta superiore fra il domino alpino e quello ercinico. Questa discontinuità, la cui geometria non è chiara, interseca la superficie terrestre presso Corte e immerge ad Est verso il Canale di Corsica aumentando la sua profondità.
Le anomalie gravimetriche (BAYER et al., 1976) confermano i risultati delle indagini sismiche. In prossimità del Monte Cinto un’anomalia regionale positiva orientata approssimativamente Est‐Ovest è compatibile con una diminuzione di spessore della crosta continentale verso Nord e, corrispondentemente, una diminuzione di profondità delle rocce di mantello. In Corsica Alpina le anomalie regionali positive sono riferite alla presenza di uno spessore variabile da 1 a 5 km di Schistes Lustrés, più densi rispetto al basamento sottostante, supposto di natura continentale. Le pianure costiere tirreniche sono caratterizzate da importanti anomalie regionali negative evidenziate dal ravvicinamento delle isolinee di anomalia lungo le faglie dirette principali che separano queste pianure dalle unità tettoniche alpine. Nella zona compresa fra Marana e Aléria lo spessore dei sedimenti neogenici, assumendo una densità di 2300 kg m‐3, è ≈2500 m,
2.4 La Corsica alpina.
La Corsica Alpina è considerata come un frammento delle Alpi Occidentali separato da queste durante l’Oligo‐Miocene in seguito all’apertura e all’espansione dei bacini di retro‐arco oceanici Ligure‐Provenzale e Tirreno (ALVAREZ, 1972; 1975,
MATTAUER e PROUST, 1976; DURAND‐DELGA, 1978, 1984; WARBURTON, 1986; MALAVIELLE et
al.,1998).
La struttura generale della Corsica Alpina è definita da una pila di falde Ovest‐ vergenti deformate nel Miocene in una serie di pieghe sinformi e antiformi a scala regionale con orientamento Nord‐Sud e geometria tipo duomi e bacini (es. DURAND‐ DELGA, 1984). Le falde di ordine maggiore differiscono fra loro per origine ed evoluzione
tettono‐metamorfica. In base alle caratteristiche stratigrafiche, strutturali e metamorfiche è possibile individuare 3 gruppi principali di unità tettoniche geometricamente sovrapposte o giustapposte da Est verso Ovest (fig. 2.3). In ordine dal basso all’alto, questi gruppi corrispondono a:
a) Unità tettoniche inferiori o parautoctone. Sono costituite da un basamento continentale composito (equivalente al basamento della Corsica Ercinica) e dalle relative coperture sedimentarie, rappresentate da successioni mesozoiche lacunose e da una serie eocenica prevalentemente silicoclastica. Le successioni sedimentarie sono caratterizzate da un’impronta metamorfica variabile dalla facies di anchizona alla facies scisti blu. Sono situate lungo il limite occidentale della catena, presso il fronte di deformazione alpino. Le unità parautoctone rappresentano dei frammenti del paleomargine continentale europeo coinvolti dei processi tettonici dell’orogenesi alpina.
b) Unità tettoniche degli Schistes Lustrés. Gli Schistes Lustrés rappresentano un gruppo composito di unità polimetamorfiche (Pmax.= facies scisti blu o eclogitica, a seconda
dell’unità considerata) che include delle ofioliti giurassiche, con le relative coperture oceaniche (Giurassico sup.‐Cretaceo), e delle successioni metasedimentarie derivanti da un originario basamento di crosta continentale o transizionale. Delle scaglie di gneiss continentali sono interposti, a vari livelli strutturali, fra le diverse unità degli Schistes Lustrés (da Nord a Sud: gneiss di Centuri, di Farinole, di Oletta‐Pigno, Valle del Golo, Sant’Andrea di Cotone). Gli Schistes Lustrés costituiscono la maggior parte della Corsica Alpina, occupando quasi tutto Capo Corso ed i settori centrali e meridionali della catena. Le unità oceaniche rappresentano i resti dell’antica litosfera del bacino giurassico Ligure‐ Piemontese.
c) Unità tettoniche superiori. Sono unità poco o non metamorfiche, costituite da un basamento ofiolitico giurassico e dalle relative coperture sedimentarie di età
Giurassico superiore‐Eocene. Rappresentano delle klippes indifferentemente situate sia sulle unità tettoniche alpine (unità di Macinaggio, falda del Nebbio, unità Rio Magno) sia sul basamento cristallino, con la relativa copertura sedimentaria, della Corsica Ercinica (falda della Balagne).
I resti di una successione sedimentaria miocenica (Burdigaliano‐Langhiano) sono situati in discordanza stratigrafica sul sistema di falde alpine, sigillandone i rapporti geometrici. Questa successione, costituita essenzialmente da rocce carbonatiche marine e conglomerati, affiora sulla costa settentrionale della Corsica nei pressi di Saint Florent e lungo la depressione centrale nei pressi di Francardo. È inoltre esposta all’estremità meridionale dell’isola (Bonifacio) e lungo le pianure costiere tirreniche.
2.4.1 Schema tettono-stratigrafico delle unità della Corsica Alpina.
2.4.1A UNITÀ PARAUTOCTONE INFERIORI.
Le principali unità parautoctone, da Nord a Sud lungo il margine occidentale (esterno) della Corsica Alpina, sono rappresentate da: a) Massiccio Cristallino del Tenda. b) unità Caporalino‐Pedani. c) unità Santa Lucia. d) unità di Corte. Il Massiccio Cristallino del Tenda (MCT) occupa una superficie grossolanamente triangolare (≈180 km2) limitata, ad Ovest, dalla falda della Balagne attraverso una faglia
diretta principale e, ad Est, dalle soprastanti unità degli Schistes Lustrés attraverso una spessa (max.= 2 km) zona di taglio duttile polifasica, nota come East Tenda Shear Zone‐ ETSZ (es. BRUNET et al., 2000).
Il MCT è costituito da granodioriti ad anfibolo e biotite, radiometricamente datate a 303 ± 5 Ma, a cui sono associate delle formazioni vulcano‐sedimentarie cogenetiche a composizione dacitica (LAHONDÈRE et al., 1999). Le granodioriti e le formazioni vulcano‐ sedimentarie sono intruse da plutoni leucomonzogranitici del Permiano inferiore (età radiometriche = 281 ± 7 Ma, 280 ± 8 Ma; 286.5 ± 3.9 Ma; ROSSI et al., 1992, 1993, 2001). Il settore centro‐meridionale del massiccio, presso Bocca di Tenda, è occupato da un complesso gabbroide stratificato (età radiometrica = 274 ± 4 Ma; OHNENSTETTER e ROSSI, 1985), intersecato da dicchi di basalti doleritici e rioliti porfiriche. Le coperture sedimentarie, equivalenti a quelle esposte lungo il margine orientale della Corsica Ercinica fra Corte e Belgodere (DURAND‐DELGA, 1984), affiorano irregolarmente in vari settori del massiccio.
F ig . 2 .3 : S ez io n i g eo lo g ic h e s ch em at ic h e a ttr av er so la C o rs ic a A lp in a e la C o rs ic a E rc in ic a ( d a: D U R A N D ‐D E L G A , 1 97 8) .
Dei sedimenti triassici sono preservati nella porzione settentrionale (Rocher Pilger) e orientale del MCT. Presso Monte Asto affiorano dei marmi bianchi stratificati a cui sono associati dei conglomerati ad elementi carbonatici attribuiti al Cretaceo superiore
(DURAND‐DELGA, 1984) mentre a Monte Reghija di Pozzo sono presenti dei conglomerati
ad elementi granitoidi attribuiti all’Eocene (DURAND‐DELGA, 1984).
Il Massiccio Cristallino del Tenda ha registrato due fasi tettono‐metamorfiche di ordine maggiore. La prima fase è associata al sovrascorrimento delle unità degli Schistes Lustrès lungo una zona di subduzione immergente ad Est (MATTAUER e PROUST, 1976;
MATTAUER et al., 1981; WARBURTON, 1983; GIBBONS e HORAK, 1984; TRIBUZIO e GIACOMINI,
2002). Questa fase si è realizzata in un regime deformativo non coassiale ed in condizioni metamorfiche di alta pressione bassa temperatura (10 ≤ dT/dP ≤ 13°C km⁻¹) corrispondenti alla facies degli scisti blu (0.8 ≤ P ≤ 1.1 GPa; 300 ≤ T ≤ 500°C) (TRIBUZIO e
GIACOMINI, 2002). La deformazione connessa al sovrascorrimento delle unità degli
Schistes Lustrés si è concentrata lungo l’East Tenda Shear Zone, che è stata attiva come thrust duttile con senso di taglio top to W. L’età di questo evento tettono‐metamorfico, secondo datazioni radiometriche 40Ar/39Ar di miche fengitiche metamorfiche provenienti
dagli gneiss milonitici del ETSZ, è compresa fra 45 e 32 Ma (BRUNET at al., 2000). La seconda fase è caratterizzata dallo sviluppo di pieghe asimmetriche vergenti ad Est e dalla riattivazione dell’ETSZ come detachment fault estensionale con senso di taglio top to E, in condizioni metamorfiche corrispondenti alla facies degli scisti verdi. Le deformazioni di seconda fase sono state interpretate come l’effetto di backthrusts duttili a vergenza orientale (MATTAUER et al., 1981; WARBURTON, 1983; WATERS, 1990), oppure come strutture estensionali tardo‐orogeniche collegate all’esumazione delle unità alpine precedentemente “subdotte” (JOLIVET et al., 1990; DANIEL et al., 1996). L’età 40Ar/39Ar delle
miche fengitiche metamorfiche attribuite a questa fase è compresa fra 32 e 25 Ma (BRUNET at al., 2000).
L’unità Caporalino‐Pedani (RIEUF, 1980; RODRIGUEZ, 1981; ROSSI et al., 1994) affiora principalmente lungo il lato Est della depressione centrale. Il settore settentrionale è esposto in finestra tettonica sotto le unità degli Schistes Lustrés e il massiccio gabbroide del Pineto (appartenente al gruppo delle unità tettoniche superiori), mentre il settore meridionale appare sotto l’unità Santa Lucia. Il lembo Sud‐occidentale è sovrapposto alle unità di Corte.
L’unità Caporalino‐Pedani è costituita da un basamento cristallino paleozoico e dalla relativa copertura sedimentaria del Permiano‐Eocene. Il basamento, equivalente a quello della Corsica Ercinica, è composto di leucomonzograniti permo‐carboniferi, ignimbriti calcalcaline associate e micrograniti alcalini del Permiano. La successione sedimentaria di copertura inizia con dei depositi vulcanici del Permiano e delle dolomie e
calcari del Trias‐Giurassico inferiore. La successione del Giurassico medio è composta da a) calcari a lenti conglomeratiche, discordanti sul Giurassico inferiore, b) conglomerati e brecce con clasti di calcari, dolomie e rocce cristalline, c) arcose (arcose di Cetonia), d) calcari a liste di selce. Il Giurassico superiore è rappresentato da calcari massicci o grossolanamente stratificati (Calcari di Caporalino) che includono, localmente, frammenti di rocce di basamento. I Calcari di Caporalino sono posti in discordanza stratigrafica sia sopra le formazioni del Giurassico inferiore‐medio sia sul basamento cristallino ercinico. La successione stratigrafica prosegue con dei conglomerati (Cretaceo superiore), dei calcari a livelli conglomeratici (Paleocene sup.‐Eocene inf.) e termina con un flysch silicoclastico dell’Eocene medio‐superiore discordante sulle formazioni più antiche (Giurassico inf.‐Eocene inf.).
Le deformazioni tettoniche che caratterizzano questa unità sono rappresentate principalmente da pieghe parallele e da una foliazione poco penetrativa. L’impronta metamorfica associata a queste strutture è di grado molto basso.
L’unità Santa Lucia (LIBOUREL, 1988; LIBOUREL in ROSSI et al., 1994) situata lungo il lato orientale della depressione centrale, è separata delle unità di Corte, più occidentali, da una faglia Nord‐Sud sub‐verticale (faglia di San Quilico) ed è tettonicamente sovrapposta, verso Nord, all’unità Caporalino‐Pedani. Ad Est è limitata dalle soprastanti unità degli Schistes Lustrès.
È composta da un basamento cristallino composito e da una copertura sedimentaria del Cretaceo superiore. Il basamento include delle serpentiniti, derivanti da un’originaria associazione di peridotiti e pirossentiti di mantello, seguite, verso l’alto, da un complesso basico stratificato di spessore chilometrico in cui sono intercalati dei paragneiss granulitici interpretati come le relative rocce incassanti. Questo insieme litologico, conosciuto come «complesso di Santa Lucia», è verticalizzato con un’orientazione media N 140 ed è intersecato da granodioriti ad anfibolo e biotite equivalenti alle granodioriti calcalcaline della Corsica Ercinica. La copertura sedimentaria inizia con un conglomerato metamorfico deformato (conglomerato di Tomboni) del Cretaceo superiore (Cenomaniano‐Turoniano?) caratterizzato da clasti di graniti calcalcalini, scisti, rioliti permiane, rocce basiche e calcari. Questo termine, spesso ≈500 m, è seguito da un flysch del Cretaceo superiore (flysch di Tralonca) caratterizzato da arenarie con livelli conglomeratici disposte in strati di spessore metrico separati da liste pelitiche. La metà superiore del flysch di Tralonca è caratterizzata da un’alternanza di strati torbiditici di spessore decimetrico costituiti da marne e arenarie calcaree. L’estremità superiore, caratterizzata dalla presenza di liste calcaree, è equivalente, per facies, ai flyschs a helmintoidi dell’Appennino Settentrionale.
Le unità di Corte sono un gruppo di scaglie tettoniche situate lungo il margine occidentale del domino alpino, direttamente sovrapposte al basamento composito della Corsica Ercinica o alla relativa copertura sedimentaria.
Queste unità sono costituite da successioni sedimentarie simili alla successione dell’unità Caporalino‐Pedani. Le differenze principali riguardano gli spessori delle formazioni e la presenza di lacune stratigrafiche, generalmente maggiori nelle unità di Corte.
Sono caratterizzate da un impronta metamorfica in facies scisti blu. Le deformazioni principali sono rappresentate da pieghe vergenti ad Ovest.
2.4.1B UNITÀ TETTONICHE DEGLI SCHISTES LUSTRÉS.
Gli Schistes Lustrés rappresentano un gruppo di unità tettoniche polimetamorfiche di origine prevalentemente oceanica che includono delle scaglie di gneiss continentali. Queste unità sono trattate approfonditamente nel capitolo 3. Nel seguito sarà data una descrizione schematica e semplificata delle quattro principali unità tettono‐stratigrafiche che compongono questo complesso (fig 2.4).
Fig. 2.4 Sezioni litostratigrafiche schematiche delle quattro unità tettono‐startigrafiche principali degli Schistes
Lustrés (da: CARON et al., 1979).
L’unità Inzecca è la meglio conosciuta tra le unità degli Schistes Lustrés. Affiora nei settori strutturalmente elevati della catena alpina corsa. È costituita da una sequenza ofiolitica giurassica e da una copertura sedimentaria (Giurassico sup‐Cretaceo) comprendente, dalla base al tetto: a) metaradiolariti, b) un sottile livello di metacalcari, c) un’alternanza di scisti e metacalcari, d) scisti e quarziti, e) quarziti con livelli di metacalcari arenacei.
L’unità Bagliacone‐Riventosa è stata definita a Sud‐Est di Corte. È costituita da (dall’alto al basso): a) calcari a “zone” silicee, b) brecce (con clasti di graniti e rioliti e subordinatamente di calcari e dolomie), c) calcescisti. Questa successione, non datata direttamente, è correlabile, per facies, al Flysch di Tralonca (unità Santa Lucia) di età Cretaceo Superiore (DURAND‐DELGA, 1984).
L’unità Santo Pietro di Tenda è stata definita in prossimità del Massiccio Cristallino del Tenda, ma affiora con continuità anche alla periferia dell’unità Castagniccia. È costituita da una sequenza ofiolitica giurassica e da una copertura sedimentaria (Giurassico sup.‐Cretaceo) comprendente, dalla base al tetto: a) quarziti (composte da metaradiolariti e metarcose), b) metacalcari massicci con ciottoli di rioliti e dolomie c) calcescisti. Questa successione è stata correlata con la copertura sopra‐ ofiolitica dell’unità Inzecca, da cui differisce, tuttavia, per il maggior spessore dei calcari e per il loro contenuto in rioliti e dolomie.
L’unità Castagniccia è stata definita nella regione omonima, ma affiora estesamente anche a Capo Corso. È l’unità meno conosciuta della Corsica Alpina. Dal basso all’alto è costituita da: a) metacalcari massicci a liste di selce, b) un’alternanza di metacalcari e scisti c) un’alternanza di scisti e metarenarie. L’unità Castagniccia può essere considerata come: a) l’equivalente laterale dell’unità Bagliacone‐Riventosa, b) la prosecuzione stratigrafica dell’unità Santo Pietro di Tenda c) come un’unità composita.
Nella catena alpina corsa l’unità Castagniccia occupa la posizione strutturale più bassa e orientale (interna). Nella regione omonima questa unità costituisce il nucleo povero in ofioliti di un duomo a scala regionale allungato in direzione Nord‐Sud (duomo della Castagniccia). L’unità Santo Pietro di Tenda è sovrapposta alla precedente e forma, a scala cartografica, una fascia quasi continua che separa l’unità Inzecca dall’unità Castagniccia. L’unità inzecca occupa la posizione strutturale più elevata della catena. A Sud‐Est di Corte è tettonicamente sovrapposta all’unità Bagliacone‐Riventosa che affiora in finestra tettonica.
Le quattro unità tettono‐stratigrafiche principali degli Schistes Lustrés sono state interpretate da un punto di vista paleogeografico sulla base di due criteri: a) la posizione strutturale occupata, b) la natura del basamento ossia la presenza o assenza di ofioliti. L’unità Bagliacone‐Riventosa, in posizione occidentale e inferiore, è considerata originaria di un dominio paleogeografico prossimo all’avampaese europeo, caratterizzato probabilmente da crosta continentale assottigliata. L’unità della Castagniccia, per la sua posizione strutturale inferiore e la mancanza di una chiara associazione con le ofioliti, è interpretata come rappresentativa di un dominio paleogeografico generico in posizione
occidentale (esterna) rispetto a quelli delle unità ad ofioliti. Le unità Inzecca e Santo Pietro di Tenda, caratterizzate da un basamento ofiolitico, sono considerate rappresentative dell’antica litosfera oceanica del bacino giurassico Ligure‐Piemontese (o Tetide Alpina)
Le successioni metasedimentarie degli Schistes Lustrès registrano quindi l’evoluzione sedimentaria mesozoica di un frammento del paleomargine continentale passivo della placca europea e del contiguo oceano giurassico della Tetide Alpina. I depositi detritici grossolani dell’unità di Bagliacone‐Riventosa sono interpretati come depositi syn‐rift connessi all’apertura della Tetide. Le successioni con facies pelagiche (Giurassico sup.‐Cretaceo inf.) dell’unità Inzecca e Santo Pietro di Tenda sono interpretate come i depositi marini del medesimo bacino oceanico.
2.4.1C UNITÀ TETTONICHE SUPERIORI.
Le unità tettoniche superiori costituiscono un insieme di klippes poco o non metamorfiche indifferentemente situate sopra le unità degli Schistes Lustrés o sul basamento continentale, con la relativa copertura sedimentaria, della Corsica Ercinica (fig. 2.4). Le principali unità sono rappresentate da: a) falda della Balagne b) unità del Nebbio c) unità Rio Magno
Unità tettoniche superiori Copertura sedimentaria del basamento ercinico Unità degli Schistes Lustrés Basamento ercinico
C o rs ic a A lp in a
Massiccio Cristallino del Tenda C o rs ic a E rc in ic a Fig. 2.4 Sezione tettonica schematica attraverso la Corsica Alpina (da Bastia a Belgodere) in cui sono mostrate le relazioni fra le unità tettoniche superiori (Balagne e Nebbio), le unità degli Schistes Lustrés, il Massiccio
Cristallino del Tenda (unità parautoctone) e la Corsica Ercinica (da: MARRONI e PANDOLFI, 2003).
La falda della Balagne s.l. è la più estesa fra le unità tettoniche superiori ed occupa la posizione strutturale più occidentale (esterna) della Corsica Alpina. È situata ad Ovest del Massiccio Cristallino del Tenda, da cui è separata da una faglia estensionale ad
alto angolo di ordine maggiore (fig. 2.4). La struttura generale della falda della Balagne s.l. consiste in una pila di unità tettoniche sovrapposte attraverso un base thrust principale al basamento cristallino della Corsica Ercinica ed alla relativa copertura sedimentaria dell’Eocene medio. La pila di unità tettoniche e il relativo base thrust sono deformati in una blanda piega sinforme a scala regionale con orientamento Nord‐Sud. Ad Ovest, la falda della Balagne è limitata alla sua base da un insieme di thrust sheets composti dal basamento cristallino della Corsica Ercinica e dalla relativa copertura sedimentaria (fig. 2.5).
Fig. 2.5 Sezione tettonica della falda della Balagne s.l.. Legenda: 1, Basamento ercinico. 2, Calcari a nummuliti e conglomerati (Eocene medio). 3, Flysch argilloso (Eocene medio). 4, Metaconglomerati (Eocene). 5, Formazione Annunciata dell’unità Palasca (Eocene medio). 6, Ofioliti (Giurassico). 7, Copertura sedimentaria delle ofioliti (Giurassico sup.‐Cenomaniano sup.). 8, Arkose di Alturaja (età ?). 9, Basamento ercinico metamorfico del MCT. 10, Thrust. 11, Faglia trascorrente. 12, Faglia diretta. (Da: MARRONI e PANDOLFI, 2003)
La copertura sedimentaria del basamento ercinico, coinvolta nella deformazione alpina, inizia con dei conglomerati che passano verso l’alto a calcari a nummuliti e depositi torbiditici argillosi dell’Eocene medio (principalmente Luteziano). Il basamento ercinico e la relativa copertura sono sovrascorsi da un thrust sheet composto da conglomerati metamorfici deformati, di età probabilmente eocenica (Brecce di Volparone,
MARRONI et al., 2001). Questo thrust sheet è seguito verso l’alto dall’unità tettonica di
Palasca, che consiste di torbiditi silicoclastiche stratificate dell’Eocene medio (Formazione Annunciata, DURAND‐DELGA, 1984). Sotto l’unità Palasca e\o i metaconglomerati sono localmente presenti delle scaglie di basamento ercinico e della relativa copertura sedimentaria. I thrust sheets della falda della Balagne s.s., composti da un basamento ofiolitico giurassico e dalle relative coperture sedimentarie, sono situati in posizione strutturale superiore, in sovrapposizione all’unità Palasca. Fra i thrust sheets della Balagne s.s., è imbricata un’unità non datata, costituita da depositi silicoclastici grossolani (Arkose di Alturaja). Verso Nord, il basamento ercinico con la relativa copertura sedimentaria sono sovrascorsi dalla falda di Narbinco, che consiste di un flysch carbonatico (Cretaceo inferiore) correlabile con il flysch di Macinaggio affiorante lungo al costa orientale di Capo Corso (NARDI et al., 1978; DALLAN e NARDI, 1984).
La successione stratigrafica della falda della Balagne s.s. può essere suddivisa in una sequenza ofiolitica basale ed in una copertura sedimentaria marina. La sequenza ofiolitica è caratterizzata da un basamento oceanico spesso ≈500 m, composto da peridotiti serpentinitiche di mantello intruse da un complesso gabbroide. Sopra questo basamento è presente un complesso vulcanico costituito da basalti a pillows, sills basaltici e brecce di pillows. La copertura sedimentaria oceanica inizia con radiolariti di età Calloviano medio‐Kimmeridgiano (DE WEVER et al., 1987) che passano a calcari a Calpionella del Titoniano‐Berriasiano inferiore. I calcari a Calpionella sono seguiti da un termine spesso ≈100 m composto da marne, shales non carbonatici e calcilutiti silicizzate (Formazione di San Martino, DURAND‐DELGA, 1984) di età Berriasiano inferiore‐ Hauteriviano superiore/Barremiano inferiore (MARRONI et al., 2000). Questo termine è
correlabile alle Argille a Palombini delle unità Liguri dell’Appennino Settentrionale
(MARRONI et al., 2000; MARRONI e PANDOLFI, 2003). Alla Formazione di San Martino
segue, verso l’alto, un sistema di depositi torbiditici (Flysch a Lydienne, Brecce di Toccone, Arenarie di Novella) di età Hauteriviano superiore/Barremiano inferiore‐ Cenomaniano superiore (NARDI et al., 1978; MARINO et al., 1995; MARRONI et al., 2000).
La principale caratteristica stratigrafica della Falda della Balagne s.s. è la presenza di depositi terrigeni a composizione mista, carbonatica‐silicoclastica, intercalati in ogni termine della successione, dai basalti del Giurassico (DURAND‐DELGA et al., 1997) fino alle sequenze torbiditiche del Cretaceo (SAGRI et al., 1987). La possibile area sorgente di questi depositi può essere identificata nel paleomargine continentale europeo‐corso, con il suo basamento ercinico e le relative coperture permiano‐giurassiche (DURAND‐DELGA, 1997;
MARRONI e PANDOLFI, 2003). Diversi dati suggeriscono inoltre che le ofioliti della Balagne
possono essere considerate rappresentative di una crosta transizionale, situata fra il paleomargine continentale passivo della placca europeo‐corsa e la crosta oceanica del bacino giurassico Ligure‐Piemontese: a) i basalti hanno un’affinità geochimica tipo T‐ MORB (GLOM, 1977; DURAND‐DELGA et al., 1997; SACCANI et al., 2000), caratteristica di una crosta sviluppata durante i primi stadi di spreading oceanico b) le datazioni radiometriche (U/Pb SHRIMP su zirconi) di dicchi di trondhjemiti intrusi nei gabbri hanno fornito un’età di 169 ± 3 Ma (ROSSI et al, 2002), circa 10 Ma più vecchia dell’età delle ofioliti, con basalti N‐MORB, delle unità degli Schistes Lustrés (datazione U/Pb su zirconi di plagiograniti del défilé de l’Inzecca, età = 161 ± 1 Ma; OHNENSTETTER et al., 1981), c) nelle medesime trondhjemiti sono contenuti degli zirconi detritici di età Archeana e Ordoviciana, derivanti da un’originaria crosta continentale (ROSSI et al., 2002).
Nella falda della Balagne s.s. sono state riconosciute cinque fasi deformative principali, di cui la prima si è realizzata in condizione metamorfiche di basso grado (0.3≤ P ≤0.4; 150≤ T ≤200°C) e le successive in condizioni non metamorfiche (MARRONI e
L’unità del Nebbio è una piccola falda (≈20 km2) non metamorfica, interamente
sovrapposta alle unità metamorfiche degli Schistes Lustrés (fig. 2.4). La struttura generale di questa unità è simile a quella della Balagne, essendo definita da una pila di thrust sheets deformati in una blanda piega sinforme a scala regionale con orientamento Nord‐Sud. In base alle caratteristiche litologiche si distinguono un gruppo di unità superiori ed un gruppo di unità inferiori. Le prime (unità Croix di Menta, unità inferiore s.s.) sono composte da un basamento di origine continentale (metamorfiti palozoiche pre‐erciniche) e dalla relativa copertura sedimentaria rappresentata da una successione (Permiano‐ Eocene sup.) simile alle successioni delle unità di Corte e Caporalino‐Pedani. Le unità superiori (unità Tramonti, unità Mortola) sono caratterizzate da un basamento ofiolitico e dalla relativa copertura sedimentaria oceanica. Il basamento è costituito da basalti a pillows ad affinità geochimica tipo T‐MORB, equivalenti ai basalti della Balagne (SACCANI et al., 2000). La copertura sedimentaria è rappresentata da radiolariti e calcari massicci correlabili con le radiolariti (Calloviano medio‐Kimmeridgiano) ed i calcari a Calpionella (Titoniano‐Berriasiano inf.) che caratterizzano la falda della Balagne. L’unità Rio Magno affiora discontinuamente al limite Sud‐orientale della Corsica Alpina, lungo la faglia diretta principale, di età neogenica, che separa il dominio alpino dalle successioni sedimentarie mioceniche esposte nella pianura costiera di Aléria (faglia di Saint‐Antoine). Questa unità, tettonicamente sovrapposta all’unità Inzecca degli Schistes Lustrés, è composta di un basamento ofiolitico e di una copertura sedimentaria oceanica, entrambi privi di metamorfismo orogenico. Il basamento è caratterizzato da basalti con strutture a pillows o tipo massive lava flows. Diversamente dai basalti della Balagne e del Nebbio, questi mostrano un’affinità geochimica tipo N‐MORB (PADOA et al., 2001). La copertura sedimentaria inizia con irregolare alternanza di shales e calcari micritici del Berriasiano medio‐Valanginiano, correlabili alle Argille a Palombini dell’Appennino Settentrionale (PADOA e DURAND‐DELGA, 2001). La parte superiore della successione è costituita da arenarie silicoclastiche e calcareniti di età Albiano superiore‐ Cenomaniano (PADOA e DURAND‐DELGA, 2001). Le principali deformazioni tettoniche dell’unità Rio Magno sono rappresentate da pieghe asimmetriche vergenti a Sud‐Est.
Alle unità superiori è generalmente associata l’unità Macinaggio, che rappresenta una piccola scaglia tettonica sovrapposta al complesso degli Schistes Lustrés lungo la costa orientale di Capo Corso. Questa unità consiste principalmente di un flysch carbonatico del Cretaceo superiore (NARDI, 1968; DALLAN e NARDI, 1984; DURAND‐ DELGA, 1984), tettonicamente sovrapposto ad una successione sedimentaria tettonizzata equivalente alla parte basale (Permiano‐Giurassico inf.) della successione di Caporalino‐ Pedani (DURAND‐DELGA, 1984).
2.5 Evoluzione tettonica della Corsica nel contesto dell’orogenesi alpina.
La struttura geologica attuale della Corsica Alpina è il risultato di un evoluzione tettono‐metamorfica polifasica. Le sequenze ofiolitiche e le relative coperture sedimentarie, che costituiscono gran parte del dominio alpino corso, sono considerate frammenti della litosfera oceanica del bacino Ligure‐Piemontese che si sviluppò nel Giurassico medio (fase di spreading) attraverso un regime tettonico transtensivo sinistro fra i margini continentali passivi delle placche divergenti Europa e Adria (DEWEY et al., 1973; SAVOSTIN et al., 1986; DEWEY et al., 1989; STAMPLFI et al., 2000; ROSENBAUM et al., 2002). Dal Cretaceo “medio”, con l’inizio della convergenza relativa fra le placche Europa e Adria, il bacino oceanico Ligure‐Piemontese cominciò a chiudersi attraverso un processo di subduzione intra‐oceanica in un regime tettonico transpressivo sinistro (DEWEY et al., 1989; MARRONI e TREVES, 1998). Le paragenesi metamorfiche di alta pressione e bassa temperatura che caratterizzano le unità ofiolitiche della Corsica Alpina e delle Alpi sono comunemente riferite a questa fase di subduzione. La subduzione della litosfera oceanica Ligure‐Piemontese è seguita, all’inizio del Cenozoico, dalla subduzione di una parte del margine continentale europeo‐corso, com’è testimoniato dall’interposizione tettonica di scaglie di gneiss continentali di AP/BT fra le unità oceaniche degli Schistes Lustrés (gneiss di Pigno e Farinole) (BRUNET et al., 2000). Nell’Eocene, la completa chiusura del bacino Ligure‐Piemontese e la conseguente collisione continentale fra Europa e Adria conducono alla formazione di uno spesso cuneo orogenico collisionale ed allo sviluppo di un metamorfismo regionale in facies scisti verdi. In questo periodo le unità oceniche (ofioliti + relative coperture) derivate dall’accrezione di frammenti di litosfera Ligure‐Piemontese al cuneo orogenico, sono messe in posto sul margine continentale europeo‐corso (unità degli Schistes Lustrés delle Alpi e della Corsica). Durante l’Oligo‐Miocene l’apertura dei bacini oceanici di retro‐arco Ligure‐Provenzale e Tirreno determina una tettonica estensionale a scala litosferica che comporta sia il collasso del cuneo orogenico formatosi nelle fasi di convergenza sia la sua separazione dalla catena collisionale delle Alpi Occidentali.
In Corsica le prime fasi dell’evoluzione tettonica del ciclo alpino, riferite alla subduzione della litosfera oceanica del bacino Ligure‐Piemontese e di una parte della litosfera continentale Europea, sono registrate, sia nelle unità oceaniche che in quelle continentali, dal metamorfismo di alta pressione e bassa temperatura (AP/BT) e dalle caratteristiche deformative associate. Le ofioliti e le relative coperture sedimentarie che compongono le unità degli Schistes Lustrés sono caratterizzate da associazioni metamorfiche in facies scisti blu o eclogitica di età Cretaceo superiore (fase tettono‐ metamorfica eo‐alpina) (MALUSKI, 1977; LAHONDÈRE e GUERROT, 1997). Fra le unità
parautoctone di origine continentale, alcune sono caratterizzate da evidenze che indicano il loro coinvolgimento in una zona di subduzione: le unità di Corte hanno subito un metamorfismo in facies scisti blu durante l’Eocene superiore (BEZERT e CABY, 1988), mentre il Massiccio Cristallino del Tenda è caratterizzato da paragenesi metamorfiche di alta pressione e bassa temperatura sviluppate fra ≈45 e 35 Ma (cfr. par. 2.3.1a) (BRUNET et al., 2000). Le deformazioni duttili (D1) e gli indicatori cinematici associati al metamorfismo AP/BT, caratterizzati da fabrics a vergenza occidentale, sono riferibili ad un generale thrusting Ovest‐vergente delle unità oceaniche e continentali sull’avampaese europeo‐corso, in connessione ad una zona di subduzione immergente ad Est (MATTAUER
e PROUST, 1975; 1976; MATTAUER et al., 1977; FAURE e MALAVIEILLE, 1981; MALAVIEILLE,
1983; HARRIS, 1985; WARBURTON, 1986; FOURNIER et al., 1991; JOLIVET et al., 1991;
MALAVIEILLE et al., 1998).
L’evoluzione tettonica successiva della Corsica Alpina prosegue in condizioni metamorfiche retrograde. Gli Schistes Lustrés hanno subito un metamorfismo retrogrado in facies scisti verdi da ≈35 a 25 Ma (MALUSKI, 1977; BRUNET et al., 2000). Le deformazioni sin‐metamorfiche associate (D2) indicano una generale inversione dei precedenti sensi di taglio. L’esempio più evidente è rappresentato dall’East Tenda Shear Zone, attiva prima come thrust duttile a vergenza occidentale e in seguito come detachment fault a vergenza orientale (JOLIVET et al., 1991; 1998; DANIEL et al., 1996, BRUNET et al., 2000).
Ad una successiva fase deformativa (D3) è attribuito il piegamento della pila di falde alpina in blande sinformi e antiformi chilometriche con orientamento Nord‐Sud che caratterizzano l’unità della Balagne e del Nebbio e sono responsabili della struttura a duomo che caratterizza il Massiccio Cristallino del Tenda e le unità degli Schistes Lustrés nella regione della Castagniccia e di Capo Corso.
Le fasi D2 e D3 sono state interpretate come il risultato di una tettonica estensionale connessa all’apertura (Oligo‐Miocene) dei bacini oceanici Ligure‐Provenzale e Tirreno. Questa tettonica ha prodotto un boudinage a scala crostale del blocco Sardo‐ Corso, isolandolo dal margine europeo ad Ovest e dalla catena dell’Appennino Settentrionale ad Est (FOURNIER et al., 1991; JOLIVET et al., 1991; 1998; DANIEL et al., 1996,
BRUNET et al., 2000). In questo contesto geodinamico, il metamorfismo retrogrado e la
riattivazione, con sensi di taglio top to E, dei principali contatti tettonici fra le unità della Corsica Alpina, sono attribuiti all’esumazione delle rocce metamorfiche di AP/BT precedentemente “subdotte”.
Fig. 2.6 Modello schematico 3D di evoluzione geodinamica dei margini della placche Europa e Adria fra il Cretaceo inferiore e il Quaternario. Continua nella pagina successiva (da: FINETTI et al., 2001).
