IV Le sequenze ofiolitiche della catena appenninica
IV. 1 Le sequenze ofiolitiche dell’area mediterranea
Le ofioliti sono state interpretate sin dagli inizi degli anni Settanta come sezioni di litosfera oceanica traslate tettonicamente alla crosta continentale. Negli anni Settanta, il confronto fra i risultati ottenuti dalle indagini geofisiche condotte sui fondali oceanici e le caratteristiche stratigrafiche, strutturali e petrologiche di alcune ofioliti ben esposte (es. Oman, Cipro) condussero alla definizione di una sequenza ofiolitica tipica (Penrose Ophiolite Field Conference, 1972). Tale sequenza (fig. IV.1), caratterizzata per la sezione crostale da spessori fino a 6-8 km, è composta, dal basso verso l’alto, da:
Peridotiti tettonitiche: metaperidotiti di mantello deformate in condizioni di alta temperatura e variamente impoverite di componenti basaltici in conseguenza a processi di fusione parziale. Queste rocce variano in composizione da lherzoliti a harzburgiti fino a duniti all’aumentare del grado di impoverimento. La superficie di contatto con le rocce cumulitiche sovrastanti è generalmente netta.
Cumulati mafici-ultramafici stratificati: rappresentano il prodotto di accumulo dal frazionamento magmatico di cristalli sul fondo o sulle pareti laterali di una camera a composizione gabbroide. Alla base sono presenti rocce cumulitiche ad olivina e pirosseno (duniti o peridotiti) seguite verso l’alto da cumuliti ad olivina, clinopirosseno e plagioclasio (gabbri). Le stratificazioni mineralogiche sono una caratteristica tipica di questo termine.
Complesso plutonico: è formato prevalentemente da gabbri isotropi e da minori quantità (< 10% in volume) di rocce differenziate ricche in quarzo e plagioclasi (plagiograniti).
Complesso filoniano: è costituito da un’associazione di dicchi basaltici, spessi 1-3 m circa iniettati gli uni negli altri e caratterizzati dalla presenza di zone brecciate anastomizzate.
Complesso vulcanico: è costituito da basalti con struttura a pillows oppure, meno frequentemente, tipo sheet flows. Dei livelli ialoclastitici possono essere presenti nelle parti più alte. Le porzioni inferiori possono essere caratterizzate da sills e da dicchi.
Fig. IV.1: Sequenza ofiolitica tipica (http://hays.outcrop.org/GSCI340/lecture12.html)
La sequenza ofiolitica classica è stata riconosciuta solo per le sequenze ofiolitiche del Mediterraneo orientale; le sequenze ofiolitiche della catena dinarica in Serbia, Bosnia, Albania e Grecia, delle catene alpine in Turchia e in Siria così come quelle affioranti a Cipro mostravano in effetti sequenze molto spesse, fino a 10 km, e particolarmente complete. Queste sequenze ofiolitiche, la cui età è variabile dal Trias medio fino al Giurassico medio (Bortolotti & Principi, 2005 cum bibl.), sono caratterizzate da processi di messa in posto sul margine continentale sviluppatesi nell’intervallo Giurassico Medio-Cretaceo Inferiore mediante un processo di obduzione con lo sviluppo di una suola metamorfica (metamorphic sole). Tutte queste sequenze furono riconosciute a partire dagli anni Ottanta come rappresentative di bacini oceanici individuatesi in posizione di soprasubduzione.
Le sequenze ofiolitiche del Mediterraneo occidentale risultano invece completamente differenti dalla sequenza tipo definita dalla Penrose Conference. Le ofioliti delle Alpi, degli Appennini e della della Corsica Alpina sono considerate frammenti della litosfera oceanica della Tetide, l’antico bacino Ligure-Piemontese sviluppatosi nel Giurassico medio fra i
margini continentali passivi delle placche divergenti Europa e Adria in connessione all’apertura e all’espansione dell’oceano Atlantico Centrale (Bortolotti & Principi, 2005 cum
bibl.). Tali ofioliti sono caratterizzate da sequenze e associazioni litologiche peculiari, che le
rendono anomale rispetto al modello ofiolitico classico (Abbate et al., 1980 cum bibl.). Le loro caratteristiche più distintive sono:
• gli spessori generalmente ridotti delle sequenze, non superiori a 700-1000 m circa, • la composizione variabile delle peridotiti mantelliche, da lherzoliti fertili, ricche in
clinopirosseno, a peridotiti impoverite, povere in clinopirosseno,
• le rocce gabbroidi, che non costituiscono uno strato continuo, ma sono presenti come intrusioni discrete all’interno delle peridotiti mantelliche,
• la mancanza di un complesso filoniano,
• la presenza di contatti primari stratigrafici fra le peridotiti serpentinizzate e i basalti soprastanti o le prime coperture sedimentarie pelagiche (radiolariti),
• la locale presenza di brecce ofiolitiche situate alla base e\o al tetto delle colate basaltiche.
Queste sequenze ofiolitiche sono state interpretate prima come rappresentative di un segmento di faglia trasforme (Abbate et al., 1980) e più recentemente (Lagabrielle & Cannat, 1990) come originatesi in una dorsale a bassa velocità di espansione, analoghe a quelle che caratterizzano alcuni segmenti dell’oceano Atlantico. In questo tipo di dorsale l’attività magmatica è ridotta e il tasso di espansione deve essere compensato da fasi estensionali amagmatiche, caratterizzate dallo sviluppo di faglie dirette ad alto e basso angolo. Il risultato delle tettonica estensionale è l’affioramento di sezioni di mantello o di complesso gabbrico direttamente sul fondo oceanico dove vengono ricoperte da brecce sedimentarie, originatesi da scarpate di faglia, e da colate basaltiche.
In aggiunta a queste caratteristiche, lungo la catena alpina alcune unità tettoniche mostrano associazioni apparentemente anomale fra ofioliti e rocce di origine continentale (es. unità Liguri Esterne, Appennino Settentrionale). Le associazioni di questo tipo sono attualmente interpretate come rappresentative di originari domini di transizione fra la crosta oceanica del bacino giurassico Ligure-Piemontese e la crosta continentale della placca Adria (Marroni & Pandolfi, 2007 cum bibl.).
III. 2 Le sequenze ofiolitiche dell’Appennino Settentrionale
Le ofioliti dell’Appennino Settentrionale rappresentano i frammenti dell’antica litosfera oceanica della parte occidentale della Tetide. A partire dal Cretaceo superiore-Paleocene un’inversione dei movimenti delle placche Europa e Adria causò un processo di convergenza che innescò la subduzione della litosfera oceanica, la chiusura del bacino oceanico e, nell’Eocene Medio, l’inizio della collisione continentale tra i margini della placca Europa e di quella Adria (Elter, 1975c). La collisione continentale, sviluppatasi nell’Oligo-Miocene, è consistita principalmente nella migrazione del fronte deformativo verso est all’interno della placca Adria ed ha portato all’attuale assetto della catena appenninica.
Come risultato di questa complessa evoluzione, l’Appennino settentrionale risulta costituito da un impilamento di unità tettoniche appartenenti a domini paleogeografici diversi; le ofioliti, ovvero i frammenti del bacino oceanico, sono preservati all’interno delle unità Liguri. Le caratteristiche tettono-stratigrafiche delle unità Liguri e la loro storia deformativa testimoniano la nascita e lo sviluppo di questo dominio oceanico nel Giurassico e la successiva evoluzione nell’ambito di un margine compressivo fino alla collisione dei due margini continentali.
Le unità Liguri sono caratterizzate da due principali successioni stratigrafiche caratterizzate da diverse collocazioni paleogeografiche (Marroni & Pandolfi, 2007); sono state suddivise in Interne ed Esterne in base alle loro caratteristiche litostratigrafiche e strutturali (Elter & Pertusati, 1973; Elter, 1975a; Elter, 1975b). I termini interno ed esterno sono riferiti alla polarità della catena appenninica e prendono origine da una ricostruzione paleogeografia del dominio oceanico Ligure-Piemontese nel Cretaceo superiore (Elter & Raggi, 1965); questa ricostruzione prevede un bacino diviso in due settori da un alto morfologico (Decandia & Elter, 1972). Mentre le successioni delle unità Liguri Esterne derivano da un settore adiacente al margine continentale della placca Adria (Abbate et al., 1980), le unità Liguri Interne mostrano un carattere tipicamente oceanico (Decandia & Elter, 1972).
IV.2.1 Le ofioliti delle unità Liguri Interne
Le unità Liguri Interne sono considerate frammenti dell’oceano Ligure-Piemontese che a partire dal Paleocene sono state accrete tettonicamente nel prisma di accrezione alpino (Marroni & Pandolfi, 1996). Esse rappresentano una sequenza del Giurassico medio che si
è sviluppata in una dorsale a bassa velocità di espansione, in cui il mantello sub-oceanico è stato esumato fino ad affiorare sul fondo oceanico. Esse sono costituite da una sequenza ofiolitica composta da un basamento formato da ultramafiti, prevalentemente lherzoliti, da un complesso gabbrico e da un complesso vulcanico-sedimentario (Giurassico medio-superiore), comprendente brecce ofiolitiche all’interno delle quali si trovano intercalati basalti massicci o a pillow e livelli di radiolariti. Al di sopra di questa sequenza è presente una successione sedimentaria costituita da depositi pelagici del Giurassico medio-Cretaceo superiore, depositi torbiditici del Cretaceo superiore-Paleocene inferiore e depositi clastici di scarpata del Paleocene inferiore (fig. IV.2).
Fig. IV.2: Modello semplificato del dominio oceanico basato sui dati delle unità Liguri Interne (Marroni &Pandolfi, 2007)
La successione sedimentaria delle unità Liguri Interne viene interpretata come l’effetto del progressivo movimento della litosfera oceanica della Tetide Occidentale verso una zona di subduzione (Marroni, 1994). Anche se caratterizzate da un metamorfismo di bassissimo grado, le unità Liguri Interne hanno subito un’intensa deformazione per effetto dell’interferenza fra due distinti eventi deformativi pre-oligocenici: il primo evento è legato alla chiusura della Tetide, mentre il secondo è l’effetto dell’esumazione della sequenza ofiolitica (Marroni, 1994).
Fig. IV.3: Ricostruzione della successione delle unità Liguri interne (Marroni & Pandolfi, 2007).
Le ofioliti delle unità Liguri Interne sono caratterizzate dalla seguente sequenza (fig. IV.3):
Peridotiti di mantello: dal punto di vista petrografico queste rocce sono costituite prevalentemente da lherzoliti con abbondante clinopirosseno, olivina, ortopirosseno e minor spinello e plagioclasio; sono localmente presenti orizzonti harzburgitici-dunitici e pirossenitici. Le lherzoliti sono caratterizzate da una paragenesi a spinello, successivamente sostituita da una paragenesi a plagioclasio molto probabilmente dovuta a processi di impregnazione (Piccardo, 2009). Le rocce peridotitiche hanno subito durante l’esumazione un processo di idratazione che ha prodotto un’intensa serpentinizzazione dopo la messa in posto delle intrusioni gabbriche (Abbate et al.,
1980). Studi petrologici e geochimici eseguiti su peridotiti indicano che esse hanno subito processi di fusione parziale a partire da un mantello sorgente di tipo astenosferico in risalita. Studi petrografici-strutturali hanno rivelato che questo mantello residuale è stato esumato allo stato solido; esso fu in seguito intruso da magmi basaltici che originarono le intrusioni gabbriche stratificate caratterizzanti queste rocce. Complessi Gabbrici: questi complessi, tipicamente esposti in Liguria Orientale (area del
Passo del Bracco), sono costituiti da cumuliti derivate da cristallizzazione frazionata a bassa profondità di fusi olivin-tholeiitici; si hanno in maggioranza Mg-gabbri con strutture pegmatoidi (gabbri eufotidi), ma si hanno anche Fe-gabbri e plagiograniti. Nelle cumuliti sono riconoscibili alcuni eventi metamorfici (Abbate et al., 1980): tessiture milonitiche (flaser gabbro) testimoniano l’azione di un metamorfismo di alto grado (orneblenda marrone, plagioclasio calcico e pirosseno diopsidico) con successiva ri-equilibrazione in facies scisti verdi-zeoliti in ambiente oceanico. Malgrado ciò le tessiture e le paragenesi primarie (clinopirosseno, plagioclasio, anfibolo, ossidi, titanite, apatite) sono generalmente preservate. Le rocce gabbriche, in questa tipologia di sequenza ofiolitica, non costituiscono un livello continuo, ma sono distribuite all’interno delle peridotiti mantelliche come dicchi o come corpi intrusivi.
Oficalciti: sono situate fra le peridotiti ed i basalti o i sedimenti oceanici soprastanti e corrispondono alla porzione superiore fratturata delle peridotiti. Sono caratterizzate da vene di calcite e dolomite e da dicchi sedimentari costituiti da clasti serpentinitici dispersi in una matrice carbonatica. Sono considerate come una breccia di origine tettonica-idrotermale rappresentativa dell’esposizione del mantello sul fondale oceanico (Elter, 1975c)
Basalti: si presentano come pillow lavas, lave massive e dicchi; derivano da magmi tholeiitici evoluti per cristallizzazione frazionata verso una composizione Fe-basaltica (Ferrara et al., 1976). I basalti delle unità Liguri Interne hanno tessiture porfiriche con olivina e plagioclasio ricristallizzati, mentre il clinopirosseno primario è generalmente conservato; le associazioni mineralogiche di basso grado metamorfico sono rappresentate da clorite, albite, epidoto, titanite, ossidi di ferro e titanio, quarzo, calcite, actinolite, zeoliti (Beccaluva et al., 1979).
Brecce ofiolitiche: sia al di sopra che al di sotto dei basalti sono presenti brecce sedimentarie ofiolitiche, che si possono ritrovare con contatti primari anche al di sopra sia delle peridotiti che dei gabbri. Le brecce sono costituite generalmente da frammenti di rocce gabbriche (Brecce di M.Capra e Brecce di M.Zenone), ma sono presenti anche
brecce di serpentiniti (Brecce di case Boeno) o brecce poligeniche (Brecce del M.Rossola).
Copertura Sedimentaria: la successione sedimentaria comprende Diaspri (Calloviano medio-Titonico), Calcari a Calpionelle (Berriasiano-Valanginiano), Argille a Palombini (Valanginiano-Santoniano); le Argille a Palombini passano stratigraficamente ad una potente successione di torbiditi pelitico-arenace e (Scisti di Val Lavagna e Arenarie di Monte Gottero del Campaniano-Paleocene inferiore). La successione termina con depositi clastici grossolani del Paleocene inferiore (Scisti del Bocco e Formazione di Colli/Tavarone) derivati dallo smantellamento di porzioni di litosfera oceanica (Marroni & Pandolfi, 2001).
Le parti più meridionali delle unità Liguri Interne vengono tradizionalmente indicate come ofioliti della Toscana Meridionale, ma il loro specifico dominio paleogeografico non è stato accuratamente determinato (Tribuzio et al., 2000; Tribuzio et al., 2004).
IV.2.2 Le ofioliti delle unità Liguri Esterne
Le unità Liguri Esterne sono rappresentative della transizione oceano–continente del margine della placca Adria. Le successioni delle Unità Liguri Esterne sono state recentemente suddivise da Marroni et al. (2001) in occidentali ed orientali.
Le successioni orientali sono caratterizzati da un substrato prevalentemente carbonatico del Trias-Giurassico sormontato da depositi pelagici, prevalentemente silicoclastici, del Cretaceo (Diaspri, Maiolica, Argille a Palombini, Arenarie di Ostia, Conglomerati dei Salti del Diavolo) sormontati dal Flysch a Elmintoidi del tardo Campaniano-Maastrichtiano derivati da una crosta continentale assottigliata, rappresentante il dominio più occidentale del margine continentale adriatico (Marroni et al., 2001). Le successioni occidentali sono invece caratterizzate dalla presenza di mélanges sedimentari del Santoniano-Campaniano inferiore (Abbate et al., 1980) e rappresentano la base stratigrafica delle torbiditi carbonatiche del Cretaceo superiore del Flysch ad Elmintoidi. Tali mélanges sedimentari sono generalmente indicati come “complessi basali” e sono diffusi nell’Appenino Ligure ed Emiliano (Marroni et al., 1998). I mélanges includono grossi frammenti di crosta superiore (granitoidi) e inferiore (granuliti mafiche e felsiche soggette a metamorfismo retrogrado fino alla facies sub-scisti verdi) rappresentativi di una zona di transizione fra il dominio oceanico Ligure Interno e il margine continentale assottigliato della placca Adria. Nel Cretaceo superiore questo dominio è stato sottoposto ad una tettonica transpressiva
accompagnata da rapida sedimentazione, con formazione di mélanges sedimentari lungo il margine occidentale della placca Adria (Marroni & Treves, 1998). Pertanto, in quanto caratterizzate da una differente sequenza stratigrafica, le unità Liguri Esterne possono essere distinte in orientali e occidentali (fig. IV.4); solo nelle unità Liguri Esterne occidentali le rocce ofiolitiche si trovano presenti come slide blocks, anche di notevoli dimensioni, nei mélanges sedimentari.
Fig. IV.4: Ricostruzione delle successioni occidentali e orientali delle unità Liguri Esterne (Marroni & Pandolfi, 2007).
La ricostruzione proposta da Marroni & Pandolfi (2007 cum bibl.) per la crosta del dominio transizionale da cui sono derivate le successioni occidentali delle Unità Liguri Esterne prevede un substrato costituito da peridotiti di mantello intruse da gabbri in contatto con sezioni di crosta profonda, rappresentata dalle granuliti basiche e felsiche. Questo substrato è ricoperto tettonicamente da frammenti di crosta continentale superiore (granitoidi, gneiss e micascisti). I rapporti tra peridotiti, gabbri, granuliti e frammenti di crosta continentale sono sigillati da filoni di basalto e ricoperti da Diaspri (Calloviano superiore-Oxfordiano inferiore), Calcari a Calpionelle (Cretaceo inferiore) ed Argille a Palombini (Cretaceo inferiore-superiore).
Peridotiti di mantello: sono gli slide blocks più rappresentati all’interno dei mélanges, e sono caratterizzate da intensa serpentinizzazione. Le peridotiti sono rappresentate da lherzoliti che mostrano una paragenesi a spinello, successivamente sostituita da una paragenesi a plagioclasio (Beccaluva et al., 1979). Anche le peridotiti delle Unità Liguri Esterne hanno subito un processo di idratazione che ha prodotto un’intensa serpentinizzazione dopo la messa in posto delle intrusioni gabbriche (Abbate et al., 1980). Studi petrologici e geochimici eseguiti su queste peridotiti indicano che esse hanno subito processi di fusione parziale a partire da un mantello sorgente di tipo astenosferico che risaliva allo stato solido in modo pressoché adiabatico: esse quindi rappresentano il mantello refrattario residuale dopo i processi di fusione parziale. Indagini di geochimica isotopica confermano le evidenze suddette e suggeriscono che il processo di fusione sia avvenuto nel Permiano, cioè molto prima dell’apertura giurassica del bacino oceanico. I blocchi sono costituiti da peridotiti a spinello con abbondante clinopirosseno e bande di pirosseniti. Peridotiti e pirosseniti mostrano una parziale ricristallizzazione di minerali fra cui plagioclasio (Piccardo et al., 2004), accompagnata da deformazione duttile che ha generato tessiture milonitiche (Marroni & Pandolfi, 2007).
Gabbri: sono prevalentemente troctoliti e gabbri a olivina costituiti da clinopirosseno ricco in Mg e plagioclasio calcico. Dal punto di vista geochimico e petrografico hanno affinità con i gabbri del Ligure Interno: entrambi derivano da magmi di tipo MORB. Alcuni gabbri mostrano tessiture flaser e milonitiche dovute ad un’intensa deformazione: sono caratterizzati dalla cristallizzazione di clinopirosseno neoblastico associato a minore pargasite titanifera e plagioclasio (Marroni et al., 1998).
Basalti: sono presenti come grandi blocchi di lave massive e a pillow e come dicchi intrusi nelle peridotiti di mantello.
IV.2.3 Le ofioliti metamorfiche del settore interno dell’Appennino Settentrionale
In limitati settori interni dell’Appennino Settentrionali affiorano sequenze ofiolitiche metamorfiche, che mostrano una successione analoga a quelle delle Unità Liguri Interne ma con una storia deformativa acquisita in condizioni di altra pressione e bassa temperatura. Queste sequenze ofiolitiche metamorfiche affiorano nell’isola di Gorgona, nei pressi delle rovine di Roselle (Grosseto), sul monte Argentario e all’isola del Giglio nel promontorio del Franco. In generale, queste sequenze sono costituite da insiemi molto
deformati di metaserpentiniti, prasiniti e metagabbri associati a quarziti, marmi e calcescisti.
Recentemente, all’isola d’Elba una spessa successione di metasedimenti con associate metaserpentiniti è stata reinterpretata come i relitti di una sezione di litosfera oceanica coinvolta nei processi di subduzione legati alla chiusura del bacino Ligure-Piemontese (Bortolotti et al., 2001). L’Isola d’Elba viene tradizionalmente suddivisa in cinque unità tettoniche o Complessi (Trevisan, 1950) sovrapposti: i tre Complessi inferiori I, II e III sono stati considerati avere caratteristiche continentali mentre i due sovrastanti IV e V hanno un carattere oceanico (fig. IV.5). Si rileva inoltre al tetto del Complesso II una scaglia di serpentiniti (Serpentiniti di Rio Marina) che Trevisan (1950) considerava identica alle serpentiniti del Complesso IV, ma parte integrante del Complesso II. Queste serpentiniti e i calcescisti del complesso II ad esse associati, secondo Pertusati et al. (1993), mostrano invece un’evidente affinità rispettivamente con Serpentiniti e Argille a Palombini del Dominio Ligure Interno, anche se caratterizzate da metamorfismo più elevato. Pertanto, al fine di sottolineare la suddetta affinità, sono state denominate Complesso IVa.
Fig. IV.5: a) Mappa dell’isola d’Elba.
b) Schema dell’impilamento tettonico dell’Elba centrale e orientale. (modificato da Barnes et al., 2006)
Utilizzando la distribuzione sul terreno delle zone metamorfiche del Complesso II e del IVa affioranti nell’Elba orientale, Pertusati et al. (1993) hanno tracciato una carta delle isoterme; il Complesso IVa, secondo tale carta, sarebbe interessato da un termometamorfismo legato all’intrusione del monzogranito di Porto Azzurro, con temperature variabili da 550 a 350°C procedendo da S-SW verso N-NE. Secondo Bortolotti
et al. (2001) la presenza questa scaglia di serpentiniti, che si trova al tetto dell’unità
dell’Acquadolce, avvalorerebbe la teoria secondo cui la suddetta unità, serpentiniti incluse, sarebbe correlabile con gli Schistes Lustrés della Corsica e con i calcescisti della Gorgona.
