2. INQUADRAMENTO GEOLOGICO
2.1 Geologia regionale: il Bacino di Viareggio e il Monte Pisano
La Toscana rappresenta la porzione più interna e a Ovest dell’Appennino Settentrionale, formatosi a partire dall’Oligocene, in risposta alla chiusura della parte occidentale del Bacino della Tetide e alla successiva collisione tra la Microplacca Adria (promontorio della Placca Africana) e il Massiccio Corsica-Sardegna (parte della Placca Europea), (Pascucci et al., 2001 cum bibliografia).
Una serie di bacini estensionali Neogenici con orientamento NW-SE suddividono geologicamente la Toscana, essi sono separati da dorsali composte da rocce metamorfiche e non metamorfiche appartenenti alle unità tettoniche toscane e liguri (Paleozoico-Cenozoico Inferiore), (Pascucci, 2005).
A loro volta, i bacini sono segmentati da lineamenti geologici traversali orientati NE-SW, interpretati come rampe laterali di sistemi di sovrascorrimento, sovrascorrimenti, strike-slip faults e trasfer faults (Pascucci, 2005 cum bibliografia).
Il Bacino di Viareggio è un semi-graben orientato NW-SE per una lunghezza di 85 km e un’ampiezza di 40 km; il suo depocentro è prossimo all’attuale linea di costa. La faglia principale del bacino è una faglia listrica situata al confine orientale, Bordiera orientale in Mazzanti, 2000 (Fig.2.1, Fig. 2.2, Fig. 2.3).
Il bacino è delimitato a NE dal Monte Pisano, a SW dalle Secche della Meloria-Maestra e a SE dalle Colline Livornesi e si sviluppa in due parti: offshore e inshore; quest’ultima costituita dalla pianura alluvionale dei fiumi Arno e Serchio.
Lungo il margine meridionale del Bacino di Viareggio si sviluppa un importante lineamento tettonico: la Linea del Sillaro, una faglia trascorrente sinistra attiva dal Pliocene e con caratteristiche transpressive nel tardo quaternario (Pascucci, 2005). Essa divide una zona subsidente, comprendente l’area di pianura, da una caratterizzata da uplift (Colline Livornesi), (Sarti, 2011). Questo importante lineamento geologico è stato riconosciuto già da Ghelardoni et al., 1968, come un gruppo di fratture trasversali a livello del substrato pre-neogenico (indicate con le lettere α, β e γ).
Figura 2.1 Carta geologica della Pianura di Pisa (Pascucci, 2005, modificata da Sarti et al., 2008).
Il bacino di Viareggio racchiude 2500 m di depositi (area depocentrale), composti da un’alternanza di sabbia e argilla di età compresa tra il Miocene Superiore e il Presente, poggianti in unconformity sulla Formazione del Macigno (Oligocene-Miocene Inferiore), l’unità più giovane della Falda Toscana (Fig.2.2).
Figura 2.3 Sezione geologica del Bacino di Viareggio (modificata da Pascucci, 2005).
Dai dati di sismica e dai sondaggi, è stato delineato l’andamento del tetto del substrato pre-miocenico (substrato profondo, Della Rocca et al., 1987) nel tratto dal Monte Pisano al mare, procedendo da Est a Ovest (Fig.2.4):
al piede del Monte Pisano, al di sotto dei depositi alluvionali, è presente uno scalino di 500-700 m;
all’incirca fin sotto Pisa, si estende una zona pressoché pianeggiante, fra 700 m s.l.m. e -800 m s.l.m.;
verso la linea di costa, in corrispondenza di Tirrenia e Marina di Pisa, la depressione si approfondisce fino a superare i –2000 m s.l.m. (Ghelardoni et al.1968, CNR 1992).
Figura 2.4 Isobate del tetto del substrato pre-miocenico (CNR, 1992 a trattini; Ghelardoni et al., 1968 a puntini). Ricostruzione
paleogeografica dei bacini neogenici e quaternari nel Valdarno Inferiore sulla base dei sondaggi e dei rilievi sismici. In grigio scuro gli affioramenti di rocce più antiche del Miocene sup.; in grigio chiaro gli affioramenti di rocce del Miocene sup., del Pliocene inf. e medio e del Pleistocene; in bianco i sedimenti olocenici e il mare; P. Z, X ubicano i sondaggi Poggio, Zannone, Pontedera. Nel riquadro in alto a destra la posizione della Dorsale Medio Toscana (in grigio) in riferimento alle principali linee di dislocazioni trasversali (da Mazzanti, 1997), (Mazzanti, 2000).
Un quadro d’insieme della stratigrafia del sottosuolo del pianura costiera del Fiume Arno è stata realizzata da Della Rocca et al., 1987 cum bibliografia, sulla base dei precedenti dati stratigrafici provenienti dalla descrizione dei sondaggi (Ghelardoni et al., 1968). Il substrato della Pianura di Pisa è stato suddiviso in tre parti:
substrato profondo: tutte le formazioni litostratigrafiche che stanno al di sotto dei primi sedimenti del complesso neoautoctono (substrato pre-neogenico in Pascucci, 2005), (Tab.2.1) e facenti parte dei complessi stratigrafici del Dominio Toscano, del Dominio Subligure e del Dominio Ligure;
substrato intermedio: sedimenti neoautoctoni fino a tutto il Pleistocene Inferiore (sequenze sedimentarie comprese tra Seq2 e Seq6a in Pascucci, 2005), (Fig.2.3) caratterizzati da una deposizione per la maggior parte controllata dalla subsidenza collegata alla tettonica distensiva post-collisionale;
substrato superiore: sedimenti posteriori al Pleistocene Inferiore e legati a una deposizione controllata principalmente dalle variazioni glacio-eustatiche del livello del mare (Seq6b in Pascucci, 2005), (Fig.2.3).
Tabella 2.1 Sequenze sedimentarie (da Seq1 a Seq6) e i loro confini di unconformities nei bacino toscani Neogenici e Quaternari.
La successione stratigrafica del substrato intermedio è particolarmente ben esposta nella successione stratigrafica della Strada degli Archi all’altezza del Fiume Tora (Della Rocca et al., 1987); la successione è descritta a partire dalle formazioni più antiche:
conglomerati sabbiosi di base (Seq2, Pascucci, 2005);
argille lagunari con faune a Molluschi e microfaune a Foraminiferi bentonici e Ostracodi (Seq2, Pascucci, 2005);
Gessi, presenti come sottili strati o banchi di grossi cristalli geminati sempre alternati ad argille, riferibili alla successione evaporitica del Miocene Superiore legata all’interruzione o diminuzione delle comunicazioni dell’area mediterranea con l’Oceano Atlantico (Seq3, Pascucci, 2005);
Sabbie Conglomerati della Villa di Poggio al Piano, relativo alla facies ed intervallo del “lago-mare” al tetto del Miocene Superiore (Seq3, Pascucci, 2005);;
Alternanza di Argille azzurre e Sabbie gialle (tre cicli), (Pliocene): depositi marini legati ad una rapido innalzamento delle acque del Bacino Mediterraneo e al ripristino delle comunicazioni con l’Oceano Atlantico (Seq4 e 5, rispettivamente Pliocene Inferiore e Pliocene Medio-Superiore, Pascucci, 2005);
Sabbie ed Argille ad Artica (Pleistocene), sedimento di mare poco profondo formato da banchi sabbiosi, calcareo-arenacei e da strati argillosi (Seq6a, Pascucci,2005);
Sabbie di Nugola Vecchia: sedimenti di mare molto basso, indicanti la regressione del ciclo sedimentario del Pleistocene Inferiore (Seq6a, Pascucci,2005).
La successione stratigrafica del substrato superiore (Seq6a-6b, Pascucci,2005) è costituita da un’alternanza di sedimenti da grana fine a grossolana, riassunti come segue dalla base al tetto (Aguzzi et al.,2005):
argille e sabbie di mare poco profondo, Pleistocene Medio (Della Rocca et al., 1987);
Conglomerato dell’Arno e Serchio da Bientina formato in prevalenza da ciottoli di anageniti del Verrucano che indicano il Monte Pisano e la Garfagnana apuana come aree di provenienza. Questa unità è considerata un importante marker geologico in tutta la pianura dell’Arno sia per scopi stratigrafici che idrogeologici (Baldacci et al., 1994). Fancelli et al., 1986 li posizionano a profondità diverse tra di loro, tra –15 m e oltre -145 m (Fig.2.5); studi stratigrafici recenti hanno messo in dubbio l’appartenenza di questi depositi ad un’unica unità litostratigraficaa, in quanto vengono messi in correlazioni livelli ghiaiosi di età e posizione stratigrafica diversa (Aguzzi et al., 2005, Amorosi et al., 2008; Sarti, 2011). Mazzanti, 2000 attribuisce questi depositi al Würm I (OIS4), il primo periodo della glaciazione Würm, durante il quale si verifica un forte abbassamento del livello del mare e diminuzione delle temperature. Risale a questo periodo la formazione del Terrazzo di Livorno ad opera della forte azione erosiva dell’Arno, che con il crescente inaridimento del clima varia la tipologia d’alveo passando da meandriforme (biostasia) a canali anastomizzati (resistasia).
Limi fluviali e palustri associati a una decrescita dell’apporto di sedimenti fluviali in risposta ad un cambiamento del clima nel senso di un aumento dell’umidità (biostasia), Würm II (OIS3), (Mazzanti, 2000);
Figura 2.5 Carta delle isobate della base dei Conglomerati dell’Arno e Serchio da Bientina (Sarti, in Civita e Redini, 2011).
Sabbie di Coltano e Sabbie e limi di Vicarello, interpretate rispettivamente come depositi eolici e fluviali, all’interno dei quali sono state rinvenuti manufatti musteriani, che attribuiscono questi sedimenti al Pleistocene Superiore, transizione Würm II- Würm III (OIS3), (Mazzanti, 2000);
limi di pianura alluvionale con uno spessore medio di 30 m (Della Rocca et al., 1987), attribuiti all’Olocene sulla base dell’analisi pollinica.
Recentemente, Aguzzi et al., 2005 e 2007 hanno proposto un nuovo modello stratigrafico che descrive la struttura deposizionale dei sedimenti più recenti (ultimi 150.000 anni) del Bacino di Viareggio nell’area della Pianura di Pisa.
Questo tipo di studio poggia sui modelli e sulla metodologia della stratigrafia sequenziale che identificano i fattori (tettonica, eustasismo, apporto sedimentario) che influenzano i processi sedimentari e la tipologia delle architetture deposizionali, sviluppati nell’ambito della ricerca petrolifera ( Sarti, 2011). La combinazione di questi tre fattori contribuiscono all’evoluzione paleogeografica di un’area.
Sulla base di dati radiometrici e pollinici, parallelamente alla delineazione dell’evoluzione paleogeografica della pianura pisana in risposta alle fluttuazioni climatiche e del livello del mare, questi autori hanno identificato due distinte sequenze trasgressive-regeressive, rispettivamente
riferite all’Olocene e Pleistocene Superiore, legate agl’ultimi cicli interglaciale-glaciale (base OIS 1 e OIS 5e, rispettivamente). Queste superfici, orientate grossolanamente parallele all’odierna topografia, hanno un alto potenziale di correlazione alla scala del bacino, perché presentano delle ben definite caratteristiche distintive:
brusco cambiamento di facies, da continentale (pianura alluvionale) a trasgressiva palustre (pianura costiera), di acque salmastre (lagunare\estuarina) e di mare poco profondo;
presenza locale al di sopra delle suddette superfici di torba, argille ricche di materia organica e abbondanti conchiglie di molluschi;
presenza al di sotto delle superfici trasgressive di canali fluviali estesi lateralmente o di orizzonti consolidati di pianura alluvionale.
I depositi di pianura alluvionale compresi tra i due intervalli con depositi marini possono essere attribuiti all’ultimo periodo glaciale (OIS 4-2), (ad esempio nel sondaggio ENEA presso il Lago di Massaciuccoli e nel sondaggio M1 a Tirrenia,), (Aguzzi et al., 2005).
Riguardo alla più recente sequenza trasgressiva-regressiva, la distribuzione e l’elevato spessore dei sedimenti olocenici al di sotto dell’attuale pianura alluvionale dell’Arno, sembrano essere legati ad un’importante fase erosiva precedente all’inizio della sedimentazione trasgressiva. Come è stato documentato nella Pianura tiberina, la formazione di una valle incisa in risposta all’abbassamento del livello del mare potrebbe spiegare le caratteristiche anomale dei sedimenti olocenici (Aguzzi et al., 2005 e 2007).
Amorosi et al., 2008 offre una dettagliata ricostruzione stratigrafica dei depositi di riempimento della paleovalle dell’Arno tardo-quaternaria (Fig.2.6). Questi depositi sono di carattere trasgressivo e si presentano come un sottile strato di sedimenti fluviali ricoperti da una spessa successione di depositi delle prime fasi trasgressive, che nelle aree distali, corrispondenti all’odierna linea di costa, sono rappresentati principalmente da facies di estuario; mentre nell’entroterra passano lateralmente a depositi di estuary-mouth e poi di piana costiera. La sedimentazione durante le ultime fasi trasgressive è caratterizzata da depositi costieri e di mare basso che ricoprono i depositi all’interno dell’incisione valliva e gli interfluvi. La successione soprastante di Higthstand è caratterizzata da depositi di delta progradante e depositi di piana alluvionale (una dettagliata descrizione delle principali facies è riportata nella Tabella 2). All’interno della successione trasgressiva sono state identificate tre parasequenze che evidenziano le fluttuazione nella risalita del livello del mare con alternanza di rapido incremento del livello del mare, seguito a fase di stazionamento durante il Pleistocene Superiore-Olocene.
Sulla base delle datazione con radiocarbonio, l’inizio dell’incisione valliva sembra essere collegata alla brusca caduta del livello del mare, durante la transizione OIS 3\OIS 2, che si abbassò fino ad un massimo di oltre 120 m (circa 18000 anni fa).
Tabella 2 Caratteristiche diagnostiche delle principali associazioni di facies (Amorosi et al., 2013).
In Amorosi et al., 2013 vengono indicati altri due sistemi di incisione valliva coevi a quello precedentemente descritto relativo al Fiume Arno: la paleovalle del Fiume Serchio e quella del sistema fluviale Stiava-Camaiore (Fig.2.7).
L’architettura deposizionale dei depositi di riempimento delle tre paleovalli, di età successiva all’ultimo massimo glaciale (LGM), presenta forti somiglianze: al di sopra di depositi di ghiaia fluviale (Lowstand e prime fasi trasgressive) si sviluppano successioni da pianura costiera a facies di estuario (circa 13000-8000 anni fa); queste ultime sono seguite da una sottile successione di depositi costieri (cambiamento nello stile deposizionale da aggradazionale a retrogradazionale) che ricopre indistintamente le zone di interfluvio e di incisione valliva; infine, sono presenti depositi tipici di un delta progradante e facies costiere.
Datazioni al radiocarbonio dimostrano che i tre sistemi vallivi erano attivi simultaneamente con un tasso di sedimentazione dei depositi di riempimento pari a 1 cm\anno.
Figura 2.6 Architettura dei depositi di riempimento tardo-quaternari della paleovalle del Fiume Arno (Amorosi et al., 2008; Sarti,
2011).
Dagli studi sopra citati, può essere realizzato un quadro riassuntivo dell’evoluzione paleogeografica della Pianura di Pisa, che a partire dalla formazione del Bacino di Viareggio nel Miocene Superiore, è sempre stata fortemente influenzata da una tettonica di sprofondamento (subsidenza), che ha amplificato le variazioni eustatiche positive del livello del mare. La concomitanza di questi due processi, uniti alla variazione dell’apporto sedimentario, ha stabilito l’alternarsi di condizioni di mare profondo, durante il Pliocene Inferiore e il Pleistocene Inferiore, a fasi di esposizione subaerea dell’aree precedentemente sommerse (Sarti, 2011).
Figura 2.7 Sezione dei depositi di riempimento vallivo post-LMG e l’interpretazione eseguita sulla base della stratigrafia
sequenziale. Systems tract: Falling-Stage Systems tract (FST), Lowstand Systems tract (LST), Transgressive Systems tract (TST), Highstand Systems tract (HST). Superfici: sequence boundary (SB), superficie di trasgressione (TS), Maximun flooding surface (MFS), (modificata da Amorosi et al., 2013).
Circa 18000 anni fa, durante l’ultimo massimo glaciale (LGM), si verificò un importante abbassamento del livello del mare, fino a raggiungere la batimetria di -120 m (formazione dell’incisione valliva del paleo-Arno), che determinò lo slittamento della linea di costa circa 25 km verso Ovest dall’attuale posizione (Fig.2.8a). Al termine dell’ultima fase glaciale, circa 9000 anni fa, l’innalzamento del livello del mare comportò l’inondamento della paleovalle con la formazione di un estuario dominato dal moto ondoso e con sedimentazione prevalentemente argillosa-limosa, delimitato a mare da spit litoranei (Fig.2.8b). L’inondazione e riempimento della paleovalle si protrasse fino a circa 7800 anni fa, quando si registra la fase di massima ingressione marina con lo sviluppo di un ambiente lagunare (sedimentazione di argille plastiche) delimitato verso mere, nei pressi di San Piero a Grado, da sistemi di duna costiera-spiaggia (Fig.2.8c). In seguito, a causa della diminuzione del tasso di risalita del livello del mare e del maggiore apporto sedimentario, si verificò la progradazione della linea di costa verso Est fino alla realizzazione dell’attuale Pianura di Pisa (Fig.2.8d), (Sarti, 2011).
Figura 2.8 Ricostruzione paleogeografica della Pianura di Pisa ( modificata da Sarti, 2011).
Il Monte Pisano è costituito da un rilievo isolato, la cui cima più alta è costituita dal Monte Serra (917 m slm), e separa la Pianura di Pisa da quella di Lucca. Esso fa parte di un importante allineamento geologico noto come “Dorsale Medio Toscana” (assieme alle Alpi Apuane, a Iano, alla Montagnola Senese ed ai Monti di Monticiano-Roccastrada), costituente la parte più profonda dell'edificio strutturale dell'Appennino Settentrionale (formatosi durante l'Orogenesi Alpina), in cui è osservabile il basamento metamorfico, costituito da relitti dell'antica catena ercinica europea (Fig.2.9).
Questo rilievo forma un complesso edificio strutturale, caratterizzato dalla sovrapposizione delle Unità della Falda Toscana sull’Unità Metamorfica Toscana (Unità di Santa Maria del Giudice e Unità del Monte Serra).
Quest’ultima è contraddistinta da un metamorfismo in Facies di Scisti Verdi e comprende una successione che inizia con depositi clastici continentali (Paleozoico-Trias), seguita da una copertura prevalentemente carbonatica di età compresa tra Norico e Dogger (Grezzoni, Calcare ceroide, Calcare selcifero); la successione continua con Marne a Posidonomia (Dogger) e Diaspri (Malm) e si conclude con depositi terrigeni, Scaglia (Cretaceo-Eocene) e Pseudomacigno (Oligocene Medio-Superiore).
Figura 2.9 “I˚ Carta Geologica dei Monti Pisani a Sud-Est della Valle del Guappero”, legenda Appendice D Fig. D1 (Rau e
L’Unità della Falda Toscana è rappresentata dal Calcare cavernoso (Trias), dai Diaspri (Malm) e dalla Maiolica (Cretaceo Inferiore), (Fig. 2.10)
La maggior parte del Monte Pisano è costituito dall’affioramento delle formazioni metamorfiche: le formazioni filladico-quarzitiche paleozoico-triassiche predominano a Sud-Est della direttrice Pisa-Lucca fino alle pendici meridionali del rilievo; mentre il complesso carbonatico metamorfico mesozoico, cui si sovrappone la successione cretaceo-eocenica, costituita da depositi prevalentemente terrigeni, affiora dall’abitato di San Giuliano Terme fino al margine settentrionale del massiccio (Fig.2.11).
Figura 2.10 Successioni stratigrafiche del Monte Pisano da “I˚ Carta Geologica dei Monti Pisani a Sud-Est della Valle del
Figura 2.11 Schema tettonico del Monte Pisano da “I˚ Carta Geologica dei Monti Pisani a Sud-Est della Valle del Guappero”,
legenda Appendice D Fig. D1. L’edificio strutturale del Monte Pisano è rappresentato dal sovrascorrimento dell’Unità di Santa Maria del Giudice sull’Unità di Monte Serra, osservabile tra Vorno e Asciano. La faglia è caratterizzato da un’orientazione NNE-SSW, ed è legato alla formazione di sovrascorrimenti minori e intensa tettonizzazione in un’area denominata “Zona a Scaglie del Faeta” (Rau e Tongiorgi, 1974).
