CAPITOLO 3 INQUADRAMENTO GEOLOGICO

CAPITOLO 3

INQUADRAMENTO GEOLOGICO

3.1 DESCRIZIONE DELL’AREA DI STUDIO

La Valle del Serchio è una stretta depressione tettonica allungata in direzione NW-SE, delimitata da un sistema di faglie dirette a direzione appenninica fra loro parallele, immergenti verso Est sul lato occidentale e verso Ovest su quello orientale.

Tale struttura si è individuata in seguito alla fase distensiva, che nell’ Appennino settentrionale seguì gli sforzi compressivi responsabili del piegamento e della sovrapposizione delle unità tettoniche, a partire dal Miocene (Messiniano) nella Toscana a Sud dell’ Arno e dal Pliocene (Villafranchiano) nella Toscana a Nord dell’Arno (Trevisan, 1952; Giannini & Tongiorgi, 1958; Nardi, 1961; Federici, 1973; Elter et al., 1975).

In queste aree, poste tra la culminazione tettonica delle Apuane ad Ovest e l’Appennino tosco-emiliano ad Est, affiorano due complessi tettonici sovrapposti. Il più profondo è rappresentato dalla Successione Toscana non metamorfica, su cui poggiano le Unita Liguri. Al di sopra si trovano i depositi fluvio-lacustri pliocenici, riferibili al bacino lacustre di Barga e Castelnuovo Garfagnana-Pieve Fosciana. Infine al tetto, discordanti sul substrato e sui depositi Villafranchiani, poggiano i depositi alluvionali attribuibili al Pleistocene medio-superiore (Puccinelli, 1987) (figura 3.1).

Le strutture tettoniche sopra citate sono visibili e talvolta ipotizzabili un po’ in tutta l’area di studio, ma in particolar modo, nella zona di Gallicano e Molazzana. Al contrario, i terreni plio-quaternari della conoide di Barga rappresentano un complesso tettonicamente meno significativo, in quanto essendo terreni di colmata post corrugamento appenninico, risultano indipendenti dai fenomeni pliacativi, che hanno coinvolto le successioni sottostanti. Tali terreni sono caratterizzati da giaciture sub-orizzontali o debolmente inclinate verso WSW.

Figura 3.1: carta geologica schematica della Media Valle del Serchio (da Dalla et al., 1991).

Eccezione a quanto detto, sono le dislocazioni nei depositi fluvio-lacustri, che starebbero ad indicare un proseguimento dell’attività tettonica (Nardi et al., 1987) delle maggiori faglie sopra citate, come del resto messo in evidenza dall’elevata sismicità della zona. Proprio presso l’abitato di Loppia troviamo numerose faglie dirette (figura 3.2) con rigetti variabili, da qualche metro fino a circa 10 metri (Nardi et al. 1987), a direzione appenninica, che dislocano essenzialmente le formazioni villafranchiane.

Figura 3.2: faglia che disloca i depositi villafranchiani, dei conglomerati di Barga, presso la pieve di Loppia.

Più complessa e di non facile interpretazione risulta la tettonica della Falda Toscana, il cui motivo strutturale principale è rappresentato da pieghe e faglie a tutte le scale.

L’analisi della carta geologica di riferimento (Nardi et al., 1987a) cosi come la sezione effettuata, mostrano una struttura riconducibile ad una blanda anticlinale con asse a direzione, circa, NW-SE e nucleo impostato nelle formazioni basali della Falda Toscana.

Questa struttura in destra idrografica della Turrite di Gallicano mostra uno sviluppo pressoché completo, mentre sul versante opposto risulta dislocata da numerose faglie a direzione appenninica ed antiappenninica con rigetti variabili. Altra caratteristica dell’area di studio è la presenza di faglie inverse a basso angolo. Queste strutture sono visibili presso il Fosso Tre Canali, dove le Unità Liguri risultano sovrascorse al Macigno della Falda Toscana e sul versante Sud del Mt. Faeto, in cui tali movimenti hanno coinvolto la formazione del Calcare cavernoso, del Calcare Massiccio, del Calcare selcifero di Limano e dei Calcari e marne a Posidonia.

3.2. LITOSTRATIGRAFIA

In questo paragrafo viene effettuata una descrizione stratigrafica delle formazioni affioranti, come risultato sia del rilevamento geologico, eseguito durante il 2004-05, sia attingendo alla vasta letteratura al riguardo.

In generale, da un punto di vista litostratigrafico, l’area in esame può essere suddivisa in due porzioni, una situata in sinistra idrografica del fiume Serchio e caratterizzata totalmente da sedimenti fluvio-lacustri plio-pleistocenici e l’altra ubicata in destra del fiume, dove affiorano le formazioni lapidee appartenenti alla Falda Toscana. Nel dettaglio c’è da evidenziare nell’elemento Gallicano la presenza, sia delle Unità Liguri esterne, in corrispondenza del Fosso Tre Canali, che dei depositi fluvio-lacustri, correlabili con quelli di Barga (D’Amato Avanzi & Puccinelli, 1988), collocati in una ristretta fascia, lungo il basso corso della Turrite di Gallicano.

Per quanto riguarda le formazioni lapidee, come detto, nella zona di studio sono rappresentate dalla Successione Toscana non metamorfica e dall’ Unità Ottone.

3.2.1. FALDA TOSCANA

Nell’area in esame la Falda Toscana è rappresentata da tutti i termini della sua successione, ad esclusione del Rosso ammonitico. Tale livello, secondo vari autori (Boccaletti & Bartolotti, 1965; Federici, 1967b; Decandia et al., 1968), ha una posizione stratigrafica molto variabile nella Toscana e nella Liguria orientale. Di solito si trova al tetto dei Calcare massiccio (o dei Calcari ad Angulati dove questi sono presenti) e sotto i Calcari a selci chiare; tuttavia, si possono avere più orizzonti di Rosso ammonitico all’interno dei Calcari ad Angulati e del Calcare selcifero di Limano.

In accordo con tali autori, Nardi (1961) afferma che, nella zona di Gallicano, è molto probabile che, se non si tratta di una riduzione tettonica, la facies di Calcare massiccio sottostante si estenda anche al piano del Rosso ammonitico. Infatti, sempre secondo questo autore, alcune sezioni sottili effettuate nella parte alta dei Calcari massicci, là dove è assente il Rosso ammonitico, hanno messo in evidenza la numerosa presenza di resti di piccoli Ammoniti ben conservati, ma non determinabili.

Viene di seguito effettuata una descrizione, anche dal punto di vista geomeccanico, delle formazioni della falda Toscana presenti dell’area di studio.

• Calcare cavernoso (CCA)

Questa formazione rappresenta la base della Falda Toscana, ed è costituita da un gruppo di terreni eterogenei, sia da un punto di vista litologico, che per l’età che viene loro attribuita. Il Calcare cavernoso è rappresentato da dolomie e calcari dolomitici, con la tipica struttura a cellette, derivanti da una serie anidritico-dolomitica triassica (Norico-Retico) per idratazione superficiale (Brueckner, 1941; Burchkardt, 1946; Merla, 1952; Trevisan, 1955). A causa della sua origine, questa facies può presentarsi come ammassi pulvirolenti e friabili grigio-cenere o come orizzonti brecciati provenienti dalla fatturazione di originarie bancate dolomitiche (Dallan Nardi & Nardi, 1973a).

Questa formazione affiora in località S. Andrea, nel versante meridionale del M. Faeto e lungo il corso della Turrite di Gallicano (figura 3.3) all’altezza della confluenza del Canale del Folle, dove lo spessore della formazione può essere valutato in circa 80-100 metri.

Figura 3.3: Calcare cavernoso lungo la Turrite di Gallicano.

Le caratteristiche litologico-tecniche di tale formazione rimangono presso che omogenee in tutto l’area di indagine e vengono qui di seguito sintetizzate. La resistenza a compressione della roccia, è stata valutata sia in campagna con metodi speditivi (prove manuali e sclerometro di Shmidt) che in laboratorio mediante il Point Load Test. I risultati di questa prove, che sarannoillustrati in seguito, consentono di classificare la roccia come resistente. Per quanto riguarda le condizioni delle discontinuità vengono qui descritte prendendo in considerazione parametri facilmente valutabili in campagna, quali spaziatura media dei giunti (intesa come la frequenza in rapporto alla distribuzione spaziale), apertura delle discontinuità e materiale di riempimento.

Le discontinuità che caratterizzano tale formazione presentano un’apertura valutabile tra 1 e 5 mm, un riempimento costituito da materiale terrigeno ed una spaziatura da media a fitta, che arriva ad essere minore di 5 cm in corrispondenza dell’affioramento poco a Ovest della vecchia cartiera.

•

Affiorano solo in corrispondenza dell’abitato di S. Andrea, presso il basso corso del Fosso del Faeto, dove si presenta come un calcare stratificato (spessore 5-20 cm) più o meno marnoso, molto scuro, con alternati straterelli di marne anch’esse scure, alterate in giallo (figura 3.4).

Figura 3.4: Calcari e marne a Rhaetavicula contorta presso la località S. Andrea; evidente risulta l’apertura delle discontinuità e la presenza di materiale di riempimento.

La resistenza della roccia integra risulta buona, mentre le discontinuità risultano generalmente aperte, alterate con spaziatura fitta e caratterizzate dalla presenza di materiale, il quale è definibile, mediante prove manuali, come coesivo.

Il calcare, alla percussione emana un caratteristico odore di bitume, indicativo di un ambiente di formazione di bassa profondita, bassa energia e con fondo scarsamente ossigenato. Tali considerazioni rimarcano quelle di vari autori come Nardi (1961), Dallan & Nardi (1972) che, inoltre, attribuiscono al Retico l’età della formazione per la presenza di Rhaetavicula contorta.

Sempre gli stessi autori parlano di uno spessore massimo della formazione dell’ordine del centinaio di metri; nella zona in esame lo spessore valutato in affioramento non supera mai i 5-10 m, mentre la persistenza risulta bassa.

• Calcare massiccio (MAS)

In letteratura (Nardi, 1961), questa formazione viene descritta come costituita da tre facies, che possono essere cosi sintetizzate: la parte bassa della formazione è caratterizzata da calcari dolomitici grigio-chiari, rosati che verso l’alto acquisiscono un colore più scuro per diventare poi alla sommità grossolanamente stratificati.

Nella zona in esame l’affioramento più imponente si ha al margine sud-occidentale dell’area su entrambe le sponde della turrite di Gallicano, dove gli spessori possono arrivare fino a circa 150m. In questa area i calcari si presentano da grigio a grigio scuri talvolta dolomitici, a grana lutitica e non stratificati (figura 3.5). Il grado di alterazione è molto basso, la resistenza a compressione elevata e la spaziatura media è compresa tra i 5 e i 100 cm.

Figura 3.5: Calcare massiccio nelle vicinanze delle vecchia cartiera.

Altri affioramenti li ritroviamo risalendo lungo il canale del Folle ed in corrispondenza dell’ abitato di S. Andrea.

In letteratura a tale formazione viene riferito un ambiente di sedimentazione di piattaforma carbonatica con limitata profondità ed un’età riferibile all’Hettangiano, anche se potrebbe raggiungere secondo Fazzuoli (1974) il Lias medio.

• Calcari ad Angulati (ANL)

Gli affiorano più significativi li troviamo al di sopra dell’abitato di S. Andrea, nella parte bassa del fosso del Faeto e in corrispondenza dell’ abitato di Gallicano in destra idrografica della Turrite di (figura 3.6).

In questa zona gli spessori sono ridotti (circa 15 metri) rispetto a quelli menzionati in letteratura (circa 100 m tra Gallicano e Castelnuovo Garfagnana). Tale formazione si presenta costituita da calcari e calcari marnosi grigio-cupi, sottilmente stratificati, con intercalazioni di argilliti e marne siltose; talvolta, le intercalazioni possono essere rappresentate da liste calcaree giallastre soprattutto alla base della formazione.

Figura 3.6: Calcari ad Angulati; presso il Fosso del Faeto (sinistra) la formazione presenta una composizione più calcarea e una maggior apertura delle discontinuità, mentre in corrispondenza dell’abitato di Gallicano (destra) risulta preponderante la frazione marnosa, le discontinuità risultano chiuse e gli strati hanno uno spessore minore.

I due affioramenti sopra citati presentano alcune differenze di carattere litologico-tecnico; presso l’abitato di Gallicano, la resistenza a compressione risulta minore a causa di una maggiore frazione marnosa e le discontinuità sono solitamente chiuse, mentre presso S. Andrea l’apertura delle discontinuità è talvota maggiore di 5mm e la composizione della roccia è più calcarea.

La formazione viene attribuita all’Hettangiano superiore-Sinemuriano (Dallan Nardi & Nardi, 1972).

• Calcare selcifero di Limano (LIM)

Affiora essenzialmente ad Ovest dell’abitato di Gallicano, in sinistra idrografica della Turrite e si estende dal Mt. Faeto, dove raggiunge spessori anche di 170 m, fino all’abitato di Molazzana .

Questa formazione è costituita da calcilutiti grigio chiare, ben stratificate con livelli di spessore variabili tra i 5 e i 20cm, a cui talvolta risultano intercalati sottili livelli di argilliti (figura 3.7).

Figura 3.7: Calcare selcifero della Val di Lima in località Molazzana.

Le stazioni geomeccaniche, effettuate all’interno della zona sopra citata, presentano caratteristiche omogenee. Da un punto di vista della resistenza le rocce possono essere descritte come molto resistenti, l’apertura delle discontinuità varia da 1 a maggiore di 5mm, mentre la spaziatura varia da fitta a molto fitta.

Variabile è invece il grado di alterazione che risulta particolarmente elevato al di sotto di Case Col dell’Occhiale lungo il fosso del Faeto, a causa dell’elevata umidità della zona.

Caratteristiche sono le selci, sottoforma di liste e noduli irregolari di colore grigio chiaro e raramente più scuro.

L’ambiente di sedimentazione può essere considerato quello di un bacino in continuo approfondimento e caratterizzato dalla locale presenza di materiali detritici risedimentati (Kalin et al., 1979).

L’età della formazione viene riferita ad un periodo compreso tra il Lias medio e superiore, in particolare tra il Pleisbachiano superiore e il Toarciano (Fazzuoli et al., 1988).

• Calcari e Marne a Posidonia (POD)

Affiorano con continuità in destra idrografica della Turrite di Gallicano, sono invece discontinue sopra l’abitato del capoluogo per motivi tettonici.

Tale formazione è rappresentata da marne, calcari marnosi e argilliti marnose di colore da grigio a giallastro (figura 3.8). Lo spessore di tale livello può essere valutato in circa 100-125 m sul versante destro della Turrite.

Figura 3.8: Marne a Posidomomia presso il basso corso del Canale Accoli.

C’è da notare che, sia la composizione che il grado di alterazione della roccia può influenzare la resistenza meccanica, comunque tale formazione risulta mediamente resistente. Talvolta la roccia può risultare molto alterata, soprattutto in corrispondenza dei canali dove vi è un’elevata umidità, come nel caso di quello

che scorre all’altezza della vecchia cartiera. Le discontinuità sono caratterizzate spesso da materiale di riempimento coesivo e aperture comprese tra 1 e 5mm. L’età della formazione viene riferita, da vari autori, al Lias superiore-Dogger; per quanto riguarda l’ambiente di sedimentazione, è da imputare ad un approfondimento del fondo marino oltre il limite di compensazione dell’aragonite, che comporta la diminuzione degli apporti carbonatici rispetto a quelli terrigeni fini (Kalin et al.,1979).

• Calcare selcifero della Val di Lima (SVL)

Affiorano su tutto il versante destro della Turrite di Gallicano, dove presentano spessori enormi (circa 160 m) e in maniera minore al di sopra del capoluogo stesso (figura 3.9).

Si tratta di una formazione prevalentemente calcarea, con strati di spessore variabile (da qualche centimetro fino a circa 40-50cm), di colore grigio scuro, cupo, qualche volta bluastro con interstati di selce nera a forma di lente o noduli. A tali livelli calcarei si possono intercalare, talvolta, marne in straterelli di spessore centimetrico.

Alla rottura presenta solitamente frattura scabra ed un cattivo odore.

Questa formazione può essere classificata come resistente e risulta caratterizzata da un grado di alterazione e fatturazione spesso elevato. L’ambiente di sedimentazione è riconducibile ad un bacino costituito in gran parte da materiali detritici, di provenienza neritica, risedimentati sottoforma di torbiditi carbonatiche (Fazzuoli et al., 1988). La datazione di questa formazione è stata effettuata per via indiretta, essendo questa poco fossilifera: Dogger superiore-Malm p.p. (Nardi et al., 1985).

• Diaspri (DSD)

Questa formazione è rappresentata da sottili strati di radiolariti e argilliti silicee, rossastri, verdi e violetti, talvolta con interstrati marnosi; sono sottilmente stratificati con banchi non superiori ai 5-7 cm e presentano una frattura prismatica. All’interno dell’aria in esame, i Diaspri affiorano in maniera discontinua e con spessori molto ridotti, in quanto costituiscono una formazione fragile, molto soggetta a stiramenti e laminazioni.

Gli affioramenti maggiori si trovano sul versante destro della turrite di Gallicano al di sopra della località La Mandria. In particolare, un affioramento ben esposto si trova lungo la mulattiera che dalla località Madonnina si dirige verso Verni, alla quota di circa 480 m s.l.m (figura 3.10). Qui la formazione si presenta intensamente fratturata, con una spaziatura minore di 5 cm, un grado di alterazione elevato ed una resistenza a compressione riferibile ad una roccia debole- molto debole.

Questa formazione viene datata al Malm e la sua sedimentazione viene messa in relazione al periodo di maggior sprofondamento del bacino pelagico, probabilmente vicino o al di sotto del limite di compensazione della calcite (CCD), vista la composizione prevalentemente silicea della formazione.

Figura 3.10: affioramento di Diaspri lungo il sentiero per Verni; il detrito ai piedi della formazione conferma le caratteristiche scadenti della roccia.

• Maiolica (MAI)

Calcilutiti e calcilutiti silicee, bianche o grigie, a cui si intercalano calcareniti e calciruditi grigie, rari e sottili livelli di argilliti calcaree o marne grigie o grigio-verdi; i calcari presentano frequentemente noduli e liste di selce grigio-chiaro o avana, più raramente scure. Il passaggio alla Scaglia può avvenire tramite le argilliti, oppure laddove esse mancassero, tramite il suo membro calcarenitico-ruditico (Dallan Nardi & Nardi, 1972)

Questa formazione affiora in corrispondenza del promontorio Termina (figura 3.11) e ad Est di questo, al di sopra dell’abitato di Gallicano. Sul versante opposto della Turrite invece, gli affioramenti, anche se più circoscritti, risultano ben visibili soprattutto al di sotto dell’abitato di Verni, lungo la strada che da tale paese porta a Gallicano.

Figura 3.11: Maiolica presso l’alto corso del Fosso del Faeto; nella foto sono ben visibili le intercalazioni di argilliti .

In questa zona la Maiolica presenta spessori abbastanza elevati, circa 50 m, anche se, in letteratura, per questa formazione si parla di spessori massimi compresi tra i 300 ed i 350 m. Al di sotto dell’abitato di Verni, questi calcari presentano resistenza elevata e apertura delle discontinuità mediamente maggiore di 5 mm. L’età di tutta la formazione viene riferita al Titonico superiore-Neocomiano (Dallan Nardi & Nardi, 1972), mentre l’ambiente di sedimentazione viene messo in relazione ad un bacino pelagico profondo.

• Scaglia toscana (STO)

Questa formazione comprende varie litofacies, non distinte cartograficamente, che non hanno un’ordine stratigrafico preciso: una litofacies politica (prevalente), una calcareo-pelitica, una calcarenitico-pelitica eduna litofaciescalcareo-silicea; è stato distinto, invece, il membro calcarenitico-ruditico (Calcareniti di Montegrossi, STO3).

Questa formazione affiora, in maniera discontinua, nella parte nord-occidentale dell’area in esame, all’interno del comune di Molazzana. Qui la Scaglia toscana è caratterizzata da argilliti, argilliti marnose, marne siltose rosse,brune, grigio-verdi, grigio-scure a frattura aghiforme (figura 3.12). Ai livelli pelitici talvolta si intercalano livelle calcarei (calcareniti, calcilutiti) di spessore variabile.

Figura 3.12: Scaglia toscana in località Termina, in corrispondenza del campo sportivo.

La resistenza di tale formazione è stata valutata mediante prove manuali, in quanto, le sue caratteristiche meccaniche, la rendono poco adatta al test di carico puntuale. Da tali analisi la roccia può essere definita come debole-molto debole. Le discontinuità sono caratterizzate da una spaziatura molto fitta e da una apertura variabile, fino a maggiore di 5 mm.

• Calcareniti di Montegrossi (STO3)

Le Calcareniti di Montegrossi sono rappresentate da calciruditi e talvolta da calcilutiti in sottili strati centimetrici o da grossi banchi stratificati con subordinate

intercalazioni di argilliti o argilliti-marnose; la roccia, al taglio fresco, si presenta alquanto scura, con frattura ruvida tipica delle calcareniti (figura 3.13).

Da un punto di vista geomeccanico tale roccia possiede una elevata resistenza alla compressione, la spaziatura risulta compresa tra 5 e 100cm. Le discontinuità, talvolta, presentano aperture anche superiori ai 5 mm.

Figura 3.13: Calcareniti di Montegrossi sottilmente stratificate in località Molazzana.

L’ambiente di deposizione della Scaglia, nel suo complesso, viene messo in relazione, da Fazzuoli et al. (1988), ad un bacino tettonicamente instabile, con profondità prossime o al di sotto del limite di compensazione della calcite, caratterizzato da importanti processi di risedimentazione di materiale carbonatico (facies torbiditiche dei vari livelli di calcareniti). L’età della Scagli toscana viene riferita da vari autori, riferibili all’intervallo Aptiano inferiore-Oligocene superiore, essendo interposta tra la Maiolica ed il Macigno.

• Macigno (MAC)

Questa formazione caratterizza la parte Nord-Occidentale dell’elemento Gallicano e si presenta in banchi di arenarie quarzo feldspatiche, in cui la stratificazione

talvolta non è riconoscibile. Tali affioramenti si presentano sempre alterati con colorazione sulle tonalità del rosso, giallo-marrone (figura 3.14).

La diffusa alterazione e fatturazione della formazione produce spesso coltri detritiche che non permettono un’analisi puntuale dell’ammasso.

In questa zona il Macigno presenta delle caratteristiche di resistenza variabili, da buone a scadenti, imputabili sia all’alterazione che all’elevata fratturazione. La spaziatura media risulta da fitta a molto fitta e l’apertura delle discontinuità compresa tra 1-5 mm.

Figura 3.14: Macignoin un affioramento lungo la strada che collega l’abitato di Gallicano a quello di Molazzana.

L’ambiente di deposizione è riconducibile a quello di una fossa subsidente, nella quale i materiali trasportati dalle varie onde di torbida si sono accumulati (Bartolotti et al., 1970); alla formazione viene attribuita un’età compresa tra l’Oligocene superiore e il Miocene inferiore (Decandia & Lazzarotto, 1972).

3.2.2. UNITA’ LIGURI

Le Unità Liguri, che tra l’Oligocene ed il Miocene (Boccaletti & Coli, 1983; D’Amato Avanzi et al., 2002) sono sovrascorse alla Falda Toscana, sono rappresentate nella zona di studio dall’Unità Ottone (Unità Liguri Esterne).

• Unità Ottone

Questa Unità, datata nel suo insieme al Cretaceo superiore, affiora in corrispondenza del basso corso del Fosso Tre Canali ed è rappresentata dal Complesso di Casanova e dal Flysch Ottone. Questa Unità secondo vari autori (Marroni et al., 1998) si è deposta su crosta continentale assottigliata e l’abbondante detritismo ofiolitico suggerisce di localizzare il bacino di sedimentazione della stessa in un’area interna del Dominio Ligure Esterno (Elter, 1994; Marroni et al., 1998)

Complesso di Casanova (CCV)

Successione detritica che rappresenta la base stratigrafica dell’Unità Ottone, datata al Campaniano inferiore (Marroni & Perilli, 1992).

Nell’area in esame questo complesso è rappresentato esclusivamente dal Membro delle brecce di S. Maria.

Brecce di S. Maria Auctt (CCV2).

Questo membro non essendo, nell’area di studio, rappresentato da affioramenti significativi, sia per l’abbondanza di detrito che per la folta vegetazione, è stato descritto, sia da un punto di vista litologico che geomeccanico attingendo dalla letteratura a riguardo ( Elter, 1960; Elter et al., 1960; 1991; Nardi, 1961; Nardi et al., 1987; Elter & Marroni, 1991; Marroni & Perilli, 1992; D’Amato Avanzi et al.,2002).

Complesso eterogeneo, matrice sostenuto, ad assetto caotico costituito da clasti di calcari silicei tipo palombino (prevalenti), radiolariti (frequenti), siltiti (rare), graniti (rari) e clasti ofiolitici (talvolta significativamente presenti); la matrice argillitico-siltitica o siltitico-arenitica, da grigio scuro a marrone chiaro o grigio-verde, è litologicamente simile ai clasti, che si presentano da subangolari a subarrotondati con dimensioni variabili fino a metriche.

Flysch Ottone (OTO)

Questa formazione affiora, in maniera discontinua e con spessori ridotti, nella parte terminale del Fosso Tre Canali ed è rappresentata da torbiditi calcareo-marnose grigio scure in strati decimetrici e più raramente in bancate di maggiore spessore, alternati ad orizzonti a minor spessore di marne siltose, argilliti e argilliti calcaree (figura 3.15).

La resistenza della roccia, nel suo complesso, risulta buona e la fatturazione diffusa, poco distanziata e generalmente poco aperta.

Secondo Marroni et al. (1992) la formazione è correlabile con il Flysch di Ottone/S. Stefano che gli stessi attribuiscono al Campaniano inferiore-Maastrichtiano inferiore, in accordo con D’Amato Avanzi et al. (2002)

Figura 3.15: Flysch Ottone affiorante nel Fosso Tre Canali, caratterizzato da strati con spessore decimetrico e discontinuità chiuse o con apertura minore di 5mm.

3.2.3. DEPOSITI CONTINENTALI VILLAFRANCHIANI

I depositi fluvio-lacustri, nel corso degli anni, sono stati oggetto di numerosi studi (Ugolini, 1902; Masini, 1936, 1956; Azzaroli, 1955; Tongiorgi & Trevisan, 1953; Nardi, 1961; Bartolini & Bartolotti, 1971; Calistri, 1974; Federici & Rau, 1980; Nardi, 1985; Nardi et al., 1986; De Stefani, 1987,1989; Nardi et al., 1987;

Puccinelli, 1987; D’Amato Avanzi & Puccinelli, 1988;), soprattutto in relazione ai bacini fluvio-lacustri di Barga e Castelnuovo Garfagnana-Pieve Fosciana.

Di seguito verrà effettuata una caratterizzazione litostratigrafia di tali depositi, basata sia su considerazioni svolte durante questo lavoro che su conoscenze presenti in letteratura.

I depositi fluvio-lacustri villafranchiani vengono suddivisi in due formazioni (Nardi et al., 1986; Nardi et al., 1987), che sono state datate in base alla fauna a vertebrati, al Villafranchiano inferiore (Ugolini, 1902; Masini, 1936; Tongiorgi & Trevisan, 1953, Azzaroli, 1955, 1967; De Stefani, 1987, 1989).

• Argille, Sabbie e conglomerati di Fornaci di Barga (AFB)

Affiorano, nell’elemento Barga, lungo le incisioni dei corsi d’acqua, in particolare lungo il Rio Fontana Maggio, il Rio Zanesi, il Torrente Loppora, il Rio Sartoiani, con uno spessore massimo attorno ai 30 m (Calistri, 1974).

Sono costituite da limi e limi-sabbiosi, normalmente di colore grigio cinerino o bluastro, con sporadici livelli centimetrici di lignite. In tali formazioni sono presenti, inoltre, numerosi livelli e lenti di ghiaie grigio-scure, non cartografabili (immergenti verso E-SE) e non cementate, con elementi derivanti sia dalla Successione Toscana metamorfica, che non metamorfica (Nardi et al., 1986). Le dimensioni di tali materiali sono dell’ordine di qualche centimetro (figura 3.16). In letteratura, all’interno di questo deposito, localizzati nella parte medio alta, viene descritta la presenza di ciottoli arrotondati di arenaria Macigno, analoghi ai depositi fluviali del quaternari.La loro presenza, secondo Dallan et al. (1991), può essere messa in relazione ad un sollevamento precoce e limitato della dorsale appenninica, che si sarebbe verificato verso la fine del ciclo lacustre

Figura 3.16: limi sabbiosi, grigio cinerino, con intercalati livelli di ghiaie non cementate, presso il Rio Val di Lago.

Conglomerati di Barga(PLB)

Verso l’alto e/o lateralmente le Argille, Sabbie e conglomerati di Fornaci di Barga, passano ai Conglomerati di Barga, costituiti da conglomerati poligenici, con grado di cementazione variabile, a prevalenti elementi calcarei e metamorfici e spessori anche fino a 120 m (Nardi et al., 1987). Tale formazione è caratterizzata dalla presenza, anche se in maniera discontinua, di sabbie in lenti o strati con spessori da centimetrici a decimetrici. La composizione e l’assetto dei clasti, che originariamente si erano depositati in grandi conoidi ormai smembrate, indicano chiaramente una provenienza dai quadranti apuani, che si sarebbero perciò, durante il Villafranchiano inferiore (figura 3.17), maggiormente sollevati rispetto al territorio circostante (Nardi et al., 1987).

Figura 3.17: Conglomerati di Barga, cementati a sinistra e non cementati con intercalazioni di sabbie a destra .

Questo deposito, nell’elemento Barga, affiora estesamente in tutta l’area, in corrispondenza delle incisioni che caratterizzano tutta la conoide, al di sopra delle argille lignitifere.

A Gallicano, invece, questo termine poggia di solito direttamene sul substrato rappresentato dalle formazioni della Successione Toscana non metamorfica, comprese tra il Calcare cavernoso e le Marne a Posidonia. Questa formazione affiora marginalmente lungo il Fosso Tre Canali, in maniera più estesa a Sud dell’abitato di Gallicano e lungo le incisioni della Turrite di Gallicano.

3.2.4. COPERTURE QUATERNARIE

Direttamente sul substrato roccioso o sui sedimenti villafranchiani, precedentemente descritti, affiorano in discordanza depositi riferibili all’azione

delle acque correnti superficiali e della gravità o all’attività antropica.

• Depositi alluvionali terrazzati (bn)

Sono delle aree relativamente pianeggianti, che rappresentano vecchie superfici di origine fluviale, delimitate da scarpate, che risultano da una successiva incisione. Nell’area di studio sono stati distinti sei ordini di terrazzi, posti a quote

fascia lungo il fiume Serchio e la Turrite di Gallicano, all’interno dell’elemento omonimo. Esse sono formate da depositi di origine fluviale costituiti da ciottoli a prevalente composizione di arenaria Macigno, riconducibili alla Falda Toscana. Questi depositi poggiano sui sottostanti depositi villafranchiani e talvolta sulla Successione toscana non metamorfica mediante una superficie di erosione (Nardi et al., 1987).

Tale materiale è costituito da clasti di dimensioni variabili (da pochi cm a circa 1 m) con forma da ellissoidica ad appiattita, da sub-arrotondato ad arrotondato ed immerso in una matrice sabbiosa di colore ocraceo (figura 3.18). I clasti spesso risultano alterati, soprattutto nell’elemento Barga, dove la potenza massima del deposito è stata valutata in circa 40m.

Figura 3.18: deposito ciottolo sostenuto a prevalenti elementi di arenaria Macigno, in matrice sabbiosa ocracea, visibile nelle vicinanze della chiesa di S. Bernardino.

Tale sedimento, essendo privo di reperti fossili, è stato datato, per via indiretta (Puccinelli, 1987), al Pleistocene medio-superiore.

Una sintetica ricostruzione paleogeografia del bacino di Barga (Villafranchiano inferiore-attuale), vede l’inizio della colmatazione del bacino durante il Villafrnchiano inferiore, ad opera di grandi conoidi di provenienza apuana, con la deposizione di ghiaie e conglomerati calcarei; ciò starebbe ad indicare un maggior innalzamento delle Alpi Apuane rispetto all’Appennino.

La successiva variazione di alimentazione, con i ciottoli a prevalente composizione di arenaria Macigno, è messa in relazione ad il sollevamento dell’Appennino durante il Quaternario (Nardi et al., 1987).

Infine, comparando la zona di Barga e Gallicano, secondo Puccinelli (1988), quest’ultima, rimase estranea ai maggiori processi neotettonici, mentre l’area di Barga subiva importanti sollevamenti, la maggior parte dei quali avvenuta nel Pleistocene medio-superiore o posteriormente, in quanto vi è implicato il deposito a ciottoli di Macigno.

Tale innalzamento differenziale è stato quantificato (D’Amato Avanzi & Puccinelli, 1988) (figura 3.19), attribuendo alla conoide, con apice a Gallicano, un’inclinazione media di 4°; il tetto delle ghiaie, secondo gli autori, avrebbe dovuto trovarsi nei pressi di Barga ad una quota di circa 100 m s.l.m..

Attualmente invece, le ghiaie affiorano presso il Duomo di Barga, ad una quota di 410 m s.l.m.. Questa differenza è stata imputata, come detto, ad un sollevamento più pronunciato della porzione orientale del bacino, valutata dagli autori, in circa 300 m (ciò è testimoniato dalle numerose faglie dirette a direzione prevalentemente appenninica, riscontrate tra Barga e il fiume Serchio).

Figura 3.19: valutazione dell’entità di sollevamento dei depositi fluvio-lacustri villafranchiani a Barga, confrontando l’ipotetico tetto del conoide al momento della massima espansione con l’attuale tetto delle ghiaie e conglomerati calcarei; arg: sabbie e argille lignitifere; cg: ghiaie e conglomerati calcarei; ct/mg: ciottoli a prevalenti elementi di arenaria macigno; at. Antiche spianate morfologiche; all: alluvioni recenti e attuali, (da D’Amato Avanzi & Puccinelli, 1988)

• Corpi di frana

Nell’area studiata sono presenti numerosi fenomeni franosi, che coinvolgono prevalentemente la coltre superficiale detritica e/o di alterazione, in cui la tipologia di movimento più comune sembra essere lo scorrimento traslativo.

Queste coperture sono costituite da accumuli scompaginati di composizione variabile e con frammenti litoidi dispersi in abbondante matrice sabbioso, sabbioso-coesiva.

Età: Olocene

• Terreni di riporto (h)

Sono i più recenti accumuli antropici (rilevati stradali e ferroviari), costituiti da materiali misti, la cui litologia e granulometria dipendono dalle formazioni di provenienza; non costituiscono mai elementi di significativa rilevanza geologica sul territorio.

Età: Olocene

• Detriti e terreni di copertura (dt)

Risultano evidenti solo dove presenti con estensione e spessore significativo, sono stati riconosciuti sia attraverso il rilevamento di campagna che la fotointerpretazione.

Si tratta di accumuli di frammenti litoidi eterometrici, in cui la composizione, la tipologia e la percentuale di matrice variano a seconda delle caratteristiche della roccia madre. Il detrito può costituire il prodotto, rimasto in loco, della frammentazione e dell’alterazione della roccia di substrato, oppure essere caratterizzato da un trasporto, generalmente modesto, essenzialmente di tipo gravitativo.

Età: Olocene.

• Coni alluvionali (c)

Si tratta di depositi, relativamente recenti, di origine alluvionale, caratterizzati dalla tipica forma a ventaglio, che sono presenti in corrispondenza dello sbocco di incisioni sui principali e più ampi assi vallivi, per esempio quello in corrispondenza del Fosso Tre canali, del Rio Chitarrino.

Il sedimento risulta generalmente caoticizzato nelle conoidi minori, con clasti centimetrici-decimetrici in una matrice limosa-sabbiosa. Nelle conoidi più ampie ed estese il succedersi di periodi di normale portata del corso d’acqua e di eventi

di piena, ha talora prodotto un’ alternanza di livelli fini di media consistenza (fasi di normale portata) e di orizzonti ciottolo sostenuti mediamente addensati, corrispondenti ad eventi di piena.

Età: Olocene

• Alluvioni recenti e attuali (b1)

Le alluvioni attuali sono quelle direttamente interessate dai deflussi in regime di normale portata, continuamente soggette a mobilizzazione (erosione, trasporto, deposito) ad opera del corso d’acqua; si tratta di materiali sciolti, non o poco vegetati, costituiti da ciottoli e ghiaie, talora debolmente embriciati, in matrice sabbiosa-limosa.

Le alluvioni recenti sono legate ad un’azione di deposito del corso d’acqua in aree attualmente non più interessate dalla dinamica fluviale; si tratta di materiali poco o debolmente addensati, generalmente ben vegetati, costituiti da ciottoli e ghiaie, talora debolmente embriciate, in matrice sabbioso limoso.