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Inquadramento geologico della Toscana Meridionale
Da un punto di vista geologico, la Toscana Meridionale appartiene alla catena appenninica (Figura 13), che è considerato un thrust-and-fold belt derivato dalla collisione tra la placca europea, includendo in questa la microplacca sardo-corsa, e la placca Adria.
Figura 13 - Appennino Toscano
La storia geologica dell’Appenino Settentrionale, e quindi anche della Toscana Meridionale, comprende diverse fasi che si sviluppano dal Trias fino al Neogene, per un periodo di tempo di circa 200 ma.
A partire dal Trias si sviluppa infatti una fase di rifting, caratterizzata dallo sviluppo di faglie dirette associate a un magmatismo alcalino, ancora identificabile in alcuni settori dell’Appennino, come ad esempio nella zona di Punta Bianca, vicino La Spezia. I processi tettono-magmatici legati alla fase di rifting portano nel Giurassico Medio, a una fase di spreading connessa con l’apertura del bacino Ligure-Piemontese, un settore non più ampio di 400-500 km costituita da litosfera oceanica, che separava il margine continentale europeo da quello della placca Adria (Figura 14).
Figura 14 - Bacino Ligure-Piemontese (http://geobalocchi.blogspot.com/2011_01_01_archive.html)
L’apertura di questo bacino è la diretta conseguenza dei movimenti tra le placche europea ed africana, che in questo periodo di tempo avvengono sostanzialmente in direzione E-W. I movimenti tra queste due placche cambiano a partire dal Cretaceo Superiore assumendo una direzione all’incirca N-S. Questo provoca un cambio importante nella geodinamica che ha come conseguenza l’inizio di movimenti convergenti tra la placca Europea e Adria, con sviluppo di una piano di subudzione associato a un ben sviluppato prisma d’accrezione.
Nell’Eocene medio, i processi di subduzione portano alla chiusura del bacino oceanico Ligure-Piemontese e l’inizio della collisione continentale. A partire dall’Oligocene Inferiore, la collisione continentale provoca la deformazione del margine continentale della placca Adria, che risulta nello sviluppo di sistema catena-avanfossa(Figura 15).
Figura 15 - Sistema Catena-Avanfossa
Questo sistema catena-avanfossa, e quindi anche il fronte compressivo, è soggetto, fin dall’Oligocene Inferiore, a una progressiva migrazione in direzione est verso l’interno
della placca Adria. Questa migrazione si sviluppa durante l’Oligocene e il Miocene nei settori interni dell’Appennino Settentrionale ed è ancora attivo con il fronte compressivo situato attualmente in Pianura Padana e nel mare Adriatico. È durante questa fase che si origina l’impilamento di unità tettoniche che caratterizza la catena appenninica, dove vengono riconosciute, dall’alto verso il basso, le Unità Liguri e Subliguri, costituite da successione rappresentative dal bacino oceanico e della sua transizione al margine continentale, che sormontano le Unità Toscane metamorfiche e non metamorfiche, e le Unità Umbro-marchigiane, entrambe derivate dal margine continentale della placca Adria (Figura 16).
Figura 16 - Unità dell'Appenino (http://www.siripro.it)
Questa struttura è chiaramente riconoscibile in Toscana meridionale dove al di sopra delle Unità Toscane metamorfiche, affioranti principalmente nella Dorsale Medio-Toscana, si ritrova l’Unità Toscana non metamorfica (Falda Toscana), sormontata a sua volta delle Unità Subliguri e Liguri. Questo impilamento di Unità tettoniche si sviluppa nell’area corrispondente alla Toscana meridionale essenzialmente nel Miocene Inferiore (Figura 17).
Figura 17 - Ricostruzione della struttura geologica della Toscana Meridionale sulla base delle successioni affioranti e dei sondaggi nel campo geotermico di Larderello.
In Toscana meridionale questa tettonica estensionale si sviluppa a partire dal Miocene Superiore, ed ha come risultato la creazione di bacini sedimentari, che risultano delimitati delle faglie dirette ad alto angolo e vengono progressivamente colmati da successioni del Tortoniano Superiore – Pliocene Medio. Questa tettonica estensionale è quindi responsabile dall’apertura del bacino Tirrenico (Figura 18), che si estende attualmente tra la Corsica e la Toscana Meridionale, e dei bacini sedimentari i cui depositi sono attualmente affioranti in Toscana Meridionale. In Toscana Meridionali i depositi che si sono sedimentati all’interno di questi bacini subsidenti sono stati suddivisi in otto unità deposizionali (Lignitifera, Acquabona-Spicchiaiola, Castelnuovo, Lago-Mare, Pliocene I, Pliocene II, Pliocene III e Chiani-Tevere-Montescudaio) delimitate da discordanze con diverse caratteristiche e significato regionale.
Figura 18 - Mar Tirreno
La tettonica estensionale mio-pliocenica non è associata solo dallo sviluppo di faglie dirette e di bacini sedimentari, ma anche da un diffuso magmatismo (Figura 19) che, al pari del fronte compressivo e della tettonica estensionale, migra progressivamente da ovest verso est. È in relazione a questo processo di estensione crostale e all’associato magmatismo, che in Toscana meridionale si originano un alto flusso di calore, come nella zona Larderello-Travale e del Monte Amiata, che ha permesso lo sviluppo dei campi geotermici che sono attualmente in sfruttamento.
Figura 19 - Schema geologico-strutturale relativo al magmatismo dell Toscana
Ai fini della descrizione dell’assetto tettonico della Toscana meridionale, le varie unità tettoniche e stratigrafiche sono state raggruppate in cinque grossi insiemi, i quali comprendono, nell’ordine, i depositi più superficiali, riportati, dall’alto verso il basso, come depositi del Miocene Superiore – Quaternario e depositi Epiliguri del Burdigaliano Superiore – Tortoniano Inferiore. Questi depositi sormontano un insieme di unità tettoniche caratterizzate da una intensa deformazione ma da un basso grado metamorfico, definite come substrato, che a loro volta sormontano delle unità tettoniche metamorfiche, indicate con il termine di basamento. Il quadro geologico si completa con le rocce magmatiche del Miocene Superiore – Quaternario che si ritrovano a diversi livelli strutturali di messa in posto.
La Toscana Meridionale è caratterizzata da estesi affioramenti di depositi sedimentari la cui età varia dal Tortoniano Superiore (Miocene Superiore) al Quaternario. Questi depositi sono stati divisi in otto unità deposizionali di estensione regionale (Bossio, Costantini e Foresi, et al. 1998) qui di seguito elencati dal più recente al più antico:
• Q1 - unità Chiani-Tevere-Montescudaio • P3 – unità Pliocene III
• P2 - unità Pliocene II • P1 - unità Pliocene I • M3 - unità Lago-Mare • M2 - unità Castelnuovo • M1 - unità Acquabona-Spicchiaiola • T – unità Lignitifera
Figura 20 - Distribuzione degli affioramenti dei depositi Burdigaliano-Pleistocenici della Toscana meridionale (Bossio, Costantini e Foresi, et al. 1998)
Queste unità sono unità deposizionale, ovvero corpi sedimentari di estensione regionale delimitati da unconformities (discordanze), ovunque marcate da hiatuses, che possono essere sia riconoscibile a scala dell’intera Toscana Meridionale (tipo US1) o, in alternativa, possono essere presenti solo in alcune aree mentre nelle rimanenti corrispondono a evidenti e bruschi cambi di sedimentazione (tipo US2).
Il rilevante spessore dei depositi di queste unità deposizionali non può essere totalmente giustificato dalle variazioni eustatiche del livello marino, ma è necessario prendere in considerazione una attività tettonica capace di creare bacini subsidenti ove si sono depositati rilevanti spessori di depositi sedimentari. In base alle ricostruzione dell’evoluzione tettonica finora proposte, la Toscana meridionale, nell’intervallo di
tempo che si sviluppa dal Tortoniano Superiore fino al Quaternario è caratterizzata da una tettonica estensionale che, associata a fasi alternanti di subsidenza e di uplift, produce depressioni e alti strutturali delimitati da faglie dirette ad alto angolo con direzione variabile da N-S a NW-SE. Le varie discordanze riconosciute alla base o al tetto delle diverse unità deposizionali sono quindi da imputare a questa tettonica estensionale, e, più precisamente, a variazione sia positive che negative degli incrementi del tasso di estensione legato allo sviluppo di bacini sedimentari delimitate da faglie dirette ad alto angolo. Sono da mettere in relazione a fasi di uplift alcune discordanze, per la loro diffusione e per il loro significato tettonico. Une delle discordanze più significative è rappresentata da quella posta alla base dell’unità Lignitifera, che segnala una generalizzata subsidenza che segue l’uplift del settore occidentale della Toscana Meridionale (Trevisan 1952). La discordanza alla base dell’unità Acquabona-Spicchiaiola va collocata a un ulteriore episodio di uplift nell’ambito del proseguimento della fase di subsidenza generalizzata che interessa la Toscana Meridionale (Bossio, Costantini e Lazzarotto, et al. 1993). Discordanze meno importanti sono quelle tra le unità Pliocene I e Pliocene II e tra questa ultima e l’unità Pliocene III. La prima è messa in relazione a un uplift (Figura 21) generalizzato (Bossio, Costantini e Lazzarotto, et al. 1993, Barberi, et al. 1994) che probabilmente corrisponde a uno dei maggiori imputs dell’attività magmatica (Baldi, et al. 1994).
Figura 21 - Schema con i limiti areali di distribuzione dei gruppi di unità litostratigrafiche relativi alle principali fasi di subsidenza ed uplift (Bossio, Costantini e Foresi, et al. 1998)
Anche la discordanza tra le unità Pliocene II e Pliocene III può essere messa in relazione a una ulteriore fase di uplift, che presenta i massimi effetti in corrispondenza delle Colline Metallifere, in particolare nell’area Pomarance – Larderello. Più importante
è la discordanza regionale posta alla base dell’unità Chiani-Tevere-Montescudaio, che corrisponde peraltro a un importante lacuna nella sedimentazione. In definitiva è possibile identificare tre principali fasi di uplifts che separano fasi di subsidenza, caratterizzata dalla sedimentazione di spessi depositi sedimentari nelle depressioni. Le fasi di subsidenza risultano di maggiore durata temporale rispetto a quelle di uplift. La prima fase di uplift del Tortoniano Medio corrisponde alla discordanza alla base dell’unità Lignitifera e precede lo sviluppo di una importante fase di subsidenza che premette la deposizione delle unità Lignitifera, Acquabona-Spicchiaiola, Castelnuovo, Lago-Mare, Pliocene I, Pliocene II e unità Pliocene III nell’intervallo di tempo che va dal Tortoniano Superiore al Pliocene Medio. Segue una fase di uplift collocata all’interno del Pliocene Superiore e responsabile della discordanza alla base dell’unità Chiani-Tevere-Montescudaio. La successiva fase di subsidenza, che si sviluppa per tutto il Pleistocene Inferiore, permette la sedimentazione dei depositi dell’unità Chiani-Tevere-Montescudaio ed è seguita da una ulteriore fase di uplift che si colloca temporalmente nel Pleistocene Superiore.
E’ importante mettere in evidenza che la disposizione degli affioramenti dei vari depositi indica inoltre che la sedimentazione si è sviluppata progressivamente da ovest verso est, coerente con l’evoluzione tettonica dell’Appennino Settentrionale che prevede una progressiva migrazione del fronte compressivo verso est seguita dall’instaurarsi di una tettonica estensionale che segue lo stesso trend spazio-temporale. Questo è confermata a scala dell’intero Appennino Settentrionale dall’osservazione che i depositi del Tortoniano Superiore – Pliocene medio sono sempre localizzati ad ovest della dorsale Lago Trasimeno – Monti del Chianti, mentre ad ovest il substrato è direttamente sormontato quelli del Pleistocene Inferiore. Sono state anche proposte ipotesi alternative, che mettono in relazione le fasi di sollevamento a fasi compressive, che tuttavia non sembra aver prodotto strutture significative a scala cartografica.
Il dominio Ligure è ben rappresentato in Toscana meridionale con unità riferibili sia alle Liguri Interne che Esterne, tradizionalmente riconosciute nell’Appennino Settentrionale (Figura 22).
Figura 22 - Ricostruzione schematica dell’impilamento tettonico tradizionalmente riconosciuto per l’Appennino Settentrionale.
Le unità Liguri affiorano alla sommità dell’impilamento tettonico, al di sopra delle unità Subliguri e della Falda Toscana. Le unità Liguri costituiscono i domini più interni dell’Appennino e sono rappresentative del dominio oceanico Ligure Piemontese. La chiusura del bacino oceanico, attiva a partire dal Cretaceo superiore fino all’Eocene medio-superiore, e la successiva fase di collisione continentale oligo-miocenica, hanno determinato l’attuale strutturazione in falde e i principali eventi deformativi ricostruibili nell’area.
In Toscana meridionale sono generalmente riconosciute, dall’alto verso il basso, le seguenti unità Liguri (Figura 23), ad affinità sia Esterna che Interna (Barberi, et al. 1994, Pandeli , et al. 2005, Nirta, et al. 2005).
• Unità Ofiolitica Superiore; • Unità Ofiolitica di Montaione;
• Unità Ofiolitica Inferiore, Formazione di Lanciaia; • Unità di Monteverdi;
• Unità di Santa Fiora; • Unità M. Morello.
Figura 23 - Rapporti tettonici principali tra le Unità Liguri della Toscana meridionale.
L’unità più bassa nell’edificio strutturale ligure è rappresentata dall’Unità M. Morello, costituita dalle formazioni di Sillano e di M. Morello. La Formazione di Sillano è formata da alternanze da centimetriche a metriche di peliti grigie, marne calcaree e calcari marnosi ed è riferibile all’intervallo Cretaceo superiore-Eocene inferiore. La Formazione di Sillano passa in contatto stratigrafico al sovrastante deposito di flysch della Formazione di M. Morello, definito dall’alternanza di marne grigie, calcari marnosi grigio scuro ed argilliti. Gli strati calcarei hanno spessori variabili tra i 30 cm e 1 m. L’età è Eocene inferiore e medio.
Al di sopra dell’Unità Morello affiora l’Unità Santa Fiora, correlabile con le Unità Liguri Esterne dell’Appennino Settentrionale. I principali affioramenti si trovano nell’area del Monte Amiata, a S del Monte Cetona e in prossimità dei Monti della Tolfa. La base di questa unità è rappresentata dalla Formazione di Santa Fiora, costituita da depositi di flysch, a facies argillitico-siltose e calcareo-marnose, e spessa circa 500 m. Si tratta di torbiditi con strati gradati, spessi e molto spessi, di calcari, calcari marnosi e siltoso-calcarei, alternati ad argilliti e marne argillose grigie. L’età della formazione è stabilita tra l’Aptiano-Albiano e il Cretaceo superiore.
La Formazione della Pietraforte (fino a 1550 m di spessore) affiora in contatto stratigrafico al di sopra della Formazione di Santa Fiora, attraverso una lithofacies di base, riconducibile alle argille varicolori, e costituita da peliti varicolori alternate a strati di torbiditi con siltiti e peliti. La Pietraforte è rappresentata da torbiditi a composizione mista costituite da strati metrici e plurimetrici, di areniti massive o gradate, siltiti e peliti. Localmente sono presenti livelli di conglomerati in strati spessi e molto spessi. L’età è Cretaceo superiore. Intercalazioni di arenarie carbonatiche correlabili alla Pietraforte, si riconoscono anche all’interno della Formazione di S. Fiora nella zona a S del Monte Cetona. La composizione delle arenarie tipo Pietraforte è tipicamente cartterizzata da
un alto contenuto in frammenti litici sedimentari.
L’Unità di Monteverdi è rappresentata dalla Formazione di Monteverdi Marittimo, tipicamente un flyisch ad Elmintoidi correlabile con quelli delle Unità Liguri Esterne dell’Appennino Settentrionale. Il flysch consiste, infatti, di sequenze torbiditiche, spesse fino ad una decina di metri, di calcareniti, marne calcaree e marne che sfumano verso l’alto ad argilliti. L’età è tipicamente Campaniano-Maastrichtiana.
Alla base del flysch di Monteverdi affiora localmente la Formazione di Poggio Rocchinio, costituita da siltiti laminate grigio scure ed argilliti marnose caratterizzate da un clivaggio scaglioso penetrativo. All’interno sono presenti intercalazioni di spessi corpi di calcareniti, marne e marne calcaree, riconducibili a quelle del sovrastante flysch. Il contatto col flysch è graduale e caratterizzato da una diminuzione verso l’alto della componente terrigena.
L’unità di Monteverdi affiora estesamente nella zona della Toscana metallifera, interposta tettonicamente tra le unità subliguri e la sovrastante Unità Ofiolitica Inferiore. L’Unità Ofiolitica Inferiore affiora estesamente nel settore nord occidentale della Toscana Meridionale per spessori di ca. 500 m. La successione tipica è costituita da un substrato ofiolitico e dalla relativa copertura sedimentaria giurassico-cretacico inferiore. Il basamento oceanico è costituito da serpentiniti (esenzialmente lherzoliti), da un complesso gabbrico (essenzialmente Mg-gabbri) e da basalti a pillow e massivi. I rapporti con serpentiniti e gabbri sono sempre marcati da brecce ofiolitiche e oficalciti. La sequenza sedimentaria che ricopre il basamento oceanico è costituita in basso dai Diaspri di M. Alpe, rappresentati da alternanze di radiolariti rosse variamente ricristallizzate e argilliti silicee rosse. Lo spessore è variabile da pochi metri fino a 10-20 m e il contenuto in radiolari permette di datare questa formazione al tardo Oxfordiano-Berriasiano.
Al di sopra dei Diaspri si ritrovano da 10 a ca. 100 m di Calcari a Calpionelle, costituiti da livelli calcarei grigio chiaro che contengono localmente noduli scuri di selce. La formazione è databile all’intervallo Berriasiano-Valanginiano. Localmente, i Diaspri sono assenti e i Calcari a Calpionelle poggiano direttamente sopra i basalti.
La Formazione delle Argille a Palombini, affiora estesamente al di sopra dei calcari ed è costituita da alternanze da centimetriche a metriche di argilliti grigio-verdi e calcilutiti. L’associazione fossilifera della formazione è ascrivibile all’intervallo Barremiano-Aptiano.
L’unità affiora localmente come un insieme caotico (mélange) di blocchi ofiolitici e di copertura sedimentaria, con dimensioni variabili dalla scala decametrica al chilometro, immersi in una matrice argillitica.
depositata in discordanza angolare sopra le Unità Liguri deformate della Toscana meridionale. La Formazione, infatti, affiora estesamente in corrispondenza degli affioramenti dei corpi ofiolitici, da Rosignano Marittimo fino alla Val d’Elsa, in prossimità della Montagnola Senese. Gli spessori sono valutabili nell’ordine dei 400-500 m. La Formazione di Lanciaia è costituita dall’associazione di diversi litotipi. La base è caratterizzata da spessori variabili (10-200 m) di brecce sedimentarie poco cementate e classate costituite essenzialmente da frammenti angolosi di serpentiniti. Verso il basso le brecce inglobano masse relativamente coerenti di serpentiniti e gabbri. Al di sopra delle brecce si hanno alternanze di arenarie, calcareniti, siltiti, calcari marnosi e marne e, verso l’alto, da marne rosse, siltiti e argilliti varicolori intercalate a brecce e conglomerati ad elementi prevalentemente ofiolitici. La Formazione di Lanciaia è identificata anche nel pozzo “Montecatini 1”, in prossimità dell’abitato di Montcatini Val di Cecina, dove è costituita da 70-80 m di agille rosse, sitliti, marne, calcilutiti e brecce sedimentarie ofiliitche a prevalente componente serpentinitica.
L’età, definita essenzialmente sulla base dei nannofossili calcarei, è Paleocene superiore-Eocene medio. La Formazione di Lanciaia come detto, giace in discordanza sull’unitá ofiolitica inferiore e ne sigilla le deformazioni al Paleocene superiore: in questo senso va considerata un’unità post-tettonica rispetto all’unità ofiolitica sottostante.
L’Unità Ofiolitica di Montaione affiora essenzialmente nella zona di Pomarance, interposta tra la Formazione di Lanciaia e l’Unità Ofiolitica Superiore. È rappresentata dal Flysch di Montaione, un flysch ad Elminotidi cosituito da torbiditi calcareo-marnose in cui strati di calcareniti e arenarie, di spessore da centimetrico fino a 2 m, si alternano ad intercalazioni marnoso-argillose che possono raggiungere anche i 10-15 m. Livelli di brecce e olistostromi a componente ofiolitica si ritrovano come intercalazioni nella parte alta della formazione. Il rapporto arenaria/pelite, generalmente inferiore a 1, diventa i questi casi >/= 1. Gli olistostromi hanno in genere struttura massiva e clasti angolosi da submillimetrici a metrici di ofioliti e calcari riconducibili alla Formazione delle Argille a Palombini. Il flysch è stato datato al Campaniano, nonostante la scarsità di nanofossili calcarei. Alla base del flysch è riconoscibile un complesso basale costituito da masse disarticolate di ofioliti messe in posto al Cretaceo superiore, e conosciuto in cartografia come complesso del Poggio di Montecarulli.
L’unità più alta dell’edificio strutturale ligure è costituita dall’Unità Ofiolitica Superiore, una sequenza ofiolitica del tutto simile a quella dell’unità Ofiolitica Inferiore. L’unità superiore, infatti, è chiaramente riconoscibile solo dove sormonta tettonicamente la Formazione di Lanciaia, che la separa, quindi, dall’unità ofiolitica sottostante. Anche l’unità superiore è costituita da un basamento oceanico e dalla relativa copertura
sedimentaria rappresentativi del bacino oceanico Ligure Piemontese. Due principali caratteristiche differenziano le due unità ofiolitiche:
1. l’Unità Superiore contiene meno ofioliti e la parte più cospicua dell’unità è rappresentata dalle Argille a Palombini;
2. l’Unità Superiore è molto più caotica con spesse sequenze di argille a Palombini che inglobano elementi, spesso di dimensioni cartografabili, di basalti, gabbri e serpentiniti. Dove la successione è coerente si riconoscono localmente anche gli altri termini della copertura sedimentaria, rappresentati dai Diaspri e dai Calcari a Calpionelle. Le porzioni caotiche contengono localmente anche frammenti calcareo-marnosi di dimensioni metriche riferibili alla Formazione di Lanciaia.
L’età dell’unità, stabilita attraverso l’età delle Argille a Palombini, è riferibile all’intervallo Barremiano-Aptiano, in accordo all’età della stessa formazione nell’Unità Ofiolitica Inferiore.
Nella Val di Cecina, l’Unità Ofiolitica Superiore è sormontata tettonicamente da un’unità rappresentata dalla Formazione delle Arenarie di Montecatini. La formazione è costituita da torbiditi silicoclastiche, con arenarie medio-grossolane a composizione arkosica, alternate a marne emipelagiche. Nella porzione basale si ritrovano intercalazioni di olistoliti a composizione ofiolitica. I dati di campagna e l’analisi del pozzo Montecatini 1 indicano uno spessore della formazione intorno ai 500 m. Le caratteristiche sedimentologiche, biostratigrafiche e petrografiche delle arenarie permettono di correlare questo deposito alle torbiditi silicolcastiche cretaciche delle Unità Liguri Interne dell’Appennino Settentrionale, quali ad esempio le Arenarie del Gottero (Abbate, et al. 1994).
Le sopradescritte unità affiorano con spessori molto variabili attraverso la Toscana meridionale, spesso con diversi gradi di deformazione e distruzione della sequenza stratigrafica originaria.
Figura 24 - Relazioni strutturali tra le diverse unità tettoniche Liguri i 3 settori della Toscana meridionale (Bertini, et al. 2000).
