Le prime sono conseguenti all’insieme dei processi di obduzione – subduzione e dei relativi sovrascorrimenti causati dalla convergenza tra la placca Europea e quella dell’Adria e dalla loro successiva collisione.

2. GEOLOGIA

2.1 Inquadramento Geologico strutturale

L’area oggetto di studio fa parte di un settore della catena appenninica, che risulta costituita da una catena a falde che si è strutturata durante le fasi tettogenetiche del Cretaceo superiore – Eocene medio e dell’Eocene superiore – Miocene medio/superiore.

Le prime sono conseguenti all’insieme dei processi di obduzione – subduzione e dei relativi sovrascorrimenti causati dalla convergenza tra la placca Europea e quella dell’Adria e dalla loro successiva collisione.

Le fasi tettoniche dell’Eocene superiore – Miocene inferiore sono il prodotto delle fasi finali dei movimenti di convergenza continente – continente, che hanno determinato il sovrascorrimento delle Unità Liguri già deformate e strutturate sulle unità tettoniche più esterne, che a loro volta si andavano strutturando, dando origine alla paleocatena appenninica polideformata.

(Treves, 1984; Principi & Treves, 1984; Elter & Marroni, 1991; Marroni &

Meccheri, 1993; Marroni, 1995).

Per meglio comprendere le caratteristiche geologiche di quest’area è opportuno illustrare la distribuzione dei domini paleogeografici.

I grandi domini paleogeografici dell’Appennino Settentrionale vengono descritti secondo un ordine che va dal più interno al più esterno; immediatamente ad est del massiccio sardo-corso, in corrispondenza della terminazione orientale della placca europea si sviluppano i domini seguenti:

Dominio Ligure: individuatosi con l’apertura dell’oceano ligure-piemontese al

Giurassico medio e protrattosi fino al Cretaceo inferiore, esso è caratterizzato da

successioni che comprendono relitti di crosta oceanica giurassica sia in posizione

primaria che in posizione secondaria, su cui si sono deposte successioni

sedimentarie mesozoico-terziarie. Queste ultime testimoniano l’evoluzione

tettonico-sedimentaria del Dominio Ligure durante le fasi di apertura dell’oceano

della Tetide e del suo successivo coinvolgimento nella collisione tra la placca

Europea e la placca Adria ( Carmignani et alii, 1994; Principi et alii, 1992, cum

bibl.).

Il Dominio Ligure è suddiviso in Dominio Ligure Interno e in Dominio Ligure Esterno, distinguibili per un substrato giurassico oceanico il primo (presenza di ofioliti in posizione primaria) e per l’assenza di un substrato il secondo ( le ofioliti, insieme ad altri elementi provenienti da una crosta continentale, compaiono in posizione secondaria all’interno dei “Complessi di Base”).

Questa ripartizione era stata proposta da Elter & Raggi (1965), ipotizzando l’esistenza di un alto morfostrutturale, rappresentato dalla “Ruga del Bracco”.

Facendo riferimento alla ricostruzione paleogeografia di Elter & raggi (1965b) ed in base alle caratteristiche stratigrafiche e strutturali delle Unità Liguri ed alla polarità della catena appenninica, Elter & Pertusati (1973) distinguono le Unità Liguri Interne e le Unità Liguri Esterne, le cui successioni sedimentarie si sono sedimentate rispettivamente nel Dominio Ligure Interno e nel Dominio Ligure Esterno.

Le fasi deformative che hanno interessato i due Domini nell’ambito di un margine convergente attivo ( fasi liguri che vanno dal Paleocene all’Eocene medio) hanno dato luogo alla formazione di falde e al loro impilamento, alla chiusura dell’Oceano Ligure-Piemontese e alla strutturazione di più Unità tettoniche.

Nel Dominio Ligure interno si distinguono l’Unità Gottero, l’Unità Bracco – Val Graveglia, l’Unità Colli Tavarone; originariamente questo Dominio comprendeva un basamento ofiolitico ( peridotiti inglobanti masse di gabbri ed ultramafiti cumulitiche) ed una copertura sedimentaria comprendente una porzione pelagica ( Diaspri di Monte Alpe, Calcari a Calpionelle, Argille a Palombini), che evolveva verso una deposizione di tipo continentale con apporti torbiditici anche grossolani (Scisti della Val Lavagna, Arenarie di Monte Gottero e Argilliti di Giaiette).

Nel Dominio Ligure Esterno si distinguono l’Unità Antola, l’Unità Ottone, l’ Unità Cassio; esse sono costituite nella porzione superiore da spesse e monotone successioni di torbiditi calcareo – marnose (Flysch di Ottone Auctt) e da depositi clastici grossolani (Complessi di base Auctt.) in quella inferiore.

Dominio Subligure: pur essendo collocato dalla maggior parte degli Autori tra il

Dominio Ligure ed il Dominio Toscano, non esistono ancora evidenze chiare sul

tipo di crosta sulla quale questa successione si sia deposta; esso può essere

suddiviso in due insiemi: il primo basale, con caratteri argillitico-calcareo bacinali

(Argille e calcari di Canetolo, Calcari di groppo del Vescovo), con affinità ligure

esterna e marcato da un elevato grado di alloctonia, di età compresa tra il

Paleocene e l’Eocene; il secondo, superiore, costituito da depositi torbiditici di avanfossa ( Arenarie e conglomerati di Petrignacola e Arenarie di Ponte Bratica), discordante, di età compresa tra l’Oligocene superiore e il Miocene inferiore, affine ai Flysch esterni (Macigno, Arenarie di Monte Modino, e Arenarie di Monte Cervarola); questo fatto, unito alla differente età, potrebbe portare ad una ricostruzione paleogeografica (Elter, 1994), che vede le formazioni arenacee deposte in un’avanfossa all’interno del bacino del Macigno, discordanti su un fronte alloctono (argille e calcari di Canetolo, Calcari di Groppo del Vescovo); il tutto poi si sarebbe rimobilizzato nelle fasi tettoniche toscane (Oligocene- Miocene) e spinto sopra al Macigno e successivamente in una nuova avanfossa, bacino di sedimentazione delle Arenarie di Monte Cervarola.

Dominio Toscano: è caratterizzato da successioni mesozoico-terziarie deposte su crosta continentale, che ricoprono in discordanza un basamento paleozoico con deformazioni e metamorfismo ercinici.

Il Dominio Toscano in conseguenza della sua strutturazione tettonica comprende due Unità tettoniche sovrapposte: una inferiore, il complesso Metamorfico Aprano (vedi note illustrative del Foglio 250 Castelnuovo di Garfagnana), comprendente un basamento paleozoico e la sua copertura di età compresa fra il Trias e l’oligocene superiore - ? Miocene inferiore (età dello Pseudomacigno) ed una superiore, la Falda Toscana.

Nel settore nord-occidentale dell’Appennino Settentrionale, la Falda Toscana può

essere schematicamente suddivisa, in base ai caratteri stratigrafico-

sedimentologici, in una serie carbonatica di piattaforma del trias superiore –

Giurassico inferiore, in una serie calcareo-silicea bacinale del Giurassico

inferiore-Cretaceo inferiore, in una serie argilloso-calcarea del Cretaceo inferiore-

Oligocene superiore ed in una potente serie torbiditica silicoclastica di avanfossa

dell’Oligocene superiore – Miocene inferiore.

2.2 Le Strutture

Nell’area in esame affiorano soltanto due delle varie unità che si sono messe in posto in più fasi tettoniche che, dal Cretaceo Superiore al Miocene Superiore, hanno provocato la chiusura del paleo – oceano ligure ( Tetide) e la formazione della catena appenninica; in successione geometrica dal basso verso l’alto:

• L’Unità Canetolo;

• L’Unità Ottone;

Le due Unità tettoniche risultano sovrapposte secondo un ordine che pone superiormente l’Unità Ottone che proviene dal Dominio Ligure ( Bacino esterno) ed inferiormente l’Unità Canetolo, appartenente ad un Dominio sub – ligure, ubicabile in posizione intermedia tra il bacino esterno e l’avampaese.

Fig.2.1: Sezione geologica (AB) della zona in oggetto di studio

Le due unità sono state interessate da più fasi tettoniche ( almeno tre) di tipo compressivo: la prima fase deformativa ha prodotto pieghe pressoché isoclinali chilometriche con assi suborizzontali che, evolute in taglio, hanno provocato

“sovrascorrimenti” che hanno messo a contatto le diverse unità ( contatti tettonici).

Gli assi delle principali strutture sono disposti in direzione appenninica, cioè parallelamente all’allungamento della catena, che in zona può essere riferito alla direzione NW – SE.

Successivamente le fasi deformative ( II e III fase), sempre di tipo compressivo,

hanno ripiegato l’edificio a falde sviluppando pieghe di tipo aperto ( chevron e

box) con assi che hanno più o meno la stessa giacitura di quelli di prima fase, con deboli inclinazioni verso SE (5°÷10°).

Tutte le fasi tettoniche hanno sviluppato una scistosità pervasiva ( soprattutto la I e la II fase) ed hanno provocato intense laminazioni tettoniche che hanno portato a riduzioni di spessore, soprattutto delle formazioni e dei livelli argillosi, appartenenti alle varie unità.

A queste fasi compressive ,dell’orogenesi appenninica, è succeduta una fase di tipo distensivo, il cui inizio è databile al post – Tortoniano, che ha prodotto il

“collassamento” dell’intero edificio strutturale, dando luogo a faglie dirette sub- verticali, disposte in direzione appenninica (NW-SE); queste con le corrispondenti faglie antitetiche, hanno formato delle depressioni. In tali depressioni, delimitate a nord-est dal pilastro tettonico del M.Grosso ed a sud – ovest da quello del promontorio orientale della Spezia, si sono facilmente impostati, intorno al Rusciniano/Villafranchiano inferiore, dei bacini lacustri, fra i quali quello di Sarzana ( Lago di Sarzana) ( Bacino di Sarzana; Federici, 1973).

Durante questa fase, probabilmente ancora in atto,in corrispondenza del tratto del F.Magra compreso tra Aulla e S.Stefano Magra, è desumibile una faglia trasversale di direzione antiappenninica, che ha dislocato le strutture plicative del M.Grosso, con un effetto di trascorrenza sinistra. L’intersezione di questa faglia trasversale con le faglie a direzione appenninica ha individuato aree nelle quali si è avuto l’innalzamento differenziale di alcuni “blocchi” ed il contemporaneo abbassamento di altri, che hanno prodotto, tra l’altro, il sollevamento a quote di oltre 180 m s.l.m. dei depositi fluviolacustri villafranchiani e il loro basculamento risultando così fortemente inclinati verso S-SW ( verso il Tirreno), in alcune zone di oltre 30°.

L’Unità Canetolo è suddivisa in due complessi ( Monteforti & Raggi, 1975): uno inferiore argillitico – calcareo ( Argille e calcari e Calcari di Groppo del Vescovo, che qui non affiorano) ed uno superiore clastico e vulcanoclastico ( Arenarie di Ponte Bratica e Arenarie di Petrignacola, che qui non affiorano).

L’Unità Canetolo in zona è rappresentata principalmente dalla formazione delle

Argille e Calcari, ed è interessata da numerose deformazioni e laminazioni

tettoniche; lo spessore può raggiungere i 200 m.

Affiorano, nella parte settentrionale dell’area oggetto di studio, anche le Arenarie di Ponte Bratica in sequenze torbiditiche fini alternate a marne siltose. Presentano un’affioramento di circa 180 m

.

Sopra l’Unità Canetolo si ha l’Unità Ottone, rappresentata da un complesso detritico basale, denominato in letteratura come Complesso di Casanova e dal Flysch di Ottone.

Il complesso comprende due formazioni: una inferiore, costituita da brecce mono

– e poligeniche con olistoliti e masse non dissociate di grosse dimensioni, le

Brecce di Santa Maria, ed una superiore, in cui prevalgono le Arenarie di

Casanova.

2.3 Caratteri morfostrutturali della bassa Val di Magra

La bassa Val di Magra è una depressione tettonica elaborata dall’azione del Vara e del Magra e subsidente rispetto alle aree circostanti rappresentate dagli Horst del promontorio orientale del Golfo di La Spezia e di M.Grosso-M.Cornoviglio.

Si allunga per circa 15 km da Bocca di Magra fino al piano di Madrignano con la direzione di allungamento NO-SE.

Essa è divenuta il solco di scolo del Vara dopo la deviazione dall’originario drenaggio verso il Golfo di La Spezia, prima ancora che il più importante Magra divenisse poi il principale collettore della valle.

La valle è progressivamente più ampia da monte alla foce e il Magra è migrato progressivamente da est, dove ha lasciato estese superfici terrazzate, ad ovest, a causa di basculamento neotettonico.

Ora, il Magra si è ormai stabilizzato lungo il fagliato bordo dell’horst del promontorio orientale del golfo. Nel corso di questa migrazione il Magra ha costituito un paesaggio ricco di meandri, attivi e morti, d’isole fluviali, su cui è intervenuto l’uomo anche con la bonifica.

Nel bacino non vi sono depositi tardo-orogeni marini, ma solo continentali e di transizione ( nella bassa valle).

Le dorsali sono essenzialmente in Macigno, in Arenarie del Gottero, stabili ma laddove s’insinua l’unità sub-ligure si presentano e frane attive o quiescenti, nonostante le minori acclività dei versanti da essa costituiti ( Baldacci, Federici, Serani, Petresi, 2001).

Fig.2.2: Foto in elicottero della Val di Magra, ripresa dalla foce del Magra verso monte

2.4 Successione stratigrafica nell’area in esame

In località Ponzano Superiore affiora parte dell’edificio strutturale, costituito, dal basso verso l’alto, dall’Unità Canetolo e dall’Unità Ottone.

Depositi antropici:

Terreni di riporto e discariche:

Sono, senza distinzione, i rilevati stradali e ferroviari, le opere di difesa fluviale,le discariche di inerti e le colmate.

Depositi quaternari:

Comprendono i depositi di ambiente continentale dovuti alla gravità ( movimenti di massa, depositi detritici) e alle acque superficiali.

Depositi alluvionali terrazzati:

ghiaie eterometriche, sabbie e limi, di composizione generalmente poligenica.

Depositi detritici:

accumuli di frammenti litoidi eterometrici, frequentemente monogenici, con matrice sabbioso – limoso – argillosa in quantità variabili.

Età: Olocene

Fig.2.3: depositi detritici

Corpi di frana quiescenti:

Si tratta di accumuli di composizione variabile, ad assetto scompaginato, sono costituiti da materiale litoide disperso in matrice argilloso – limosa. Sono riferibili a fenomeni che non mostrano, se non localmente, indizi di attività attuale o molto recente come ad esempio lesioni o cedimenti nei manufatti, drenaggio superficiale sconvolto, vegetazione molto degradata; al contrario spesso si presentano rimodellati dall’opera dell’uomo. Lo spessore è variabile e dipende da molti fattori fra i quali: tipo di movimento, materiale interessato, estensione del fenomeno.

Età: Pleistocene medio – superiore / Olocene

Foto 2.4:esempio di frana quiescente

Corpi di frana attivi:

Accumuli di materiali litoidi e non generalmente eterometrici ed eterogenei in matrice limo – argillosa ed assetto scompaginato. Lo spessore che dipende dal tipo di movimento, dal materiale interessato e dall’estensione del fenomeno, può superare negli accumuli di frane più importanti una decina di m.

Età: Olocene

Foto 2.5:frana attiva

Foto 2.5 bis: frana attiva

Depositi lacustri e fluviali del Bacino di Sarzana:

Fluviolacustre:

Si tratta di una formazione costituita da ghiaie poligeniche in matrice sabbiosa, sabbioso – limosa e sabbioso – argillosa, localmente cementate con livelli di sabbie, limi e argille

Età: Villafranchiano inferiore

Foto 2.6: depositi fluviolacustri del bacino di Sarzana

Unità Ottone:

E’ costituita da un complesso detritico basale ( complesso Casanova) e da un Flysch torbiditico calcareo-marnoso ( Flysch di Ottone), che contiene intercalazioni di brecce in matrice argillitica ( “Argilliti di Monte Veri”) ( Bertotti et al.,1986; Elter e Marroni, 1991).

Il complesso di Casanova è una spessa successione sedimentaria costituita da depositi clastici ( brecce mono-poligeniche,arenarie, olistoliti e masse non dissociate anche di notevoli dimensioni) che provengono dal disfacimento di materiale ofiolitico con relativa copertura sedimentaria ( “Diaspri”, “Calcari a Calpionelle”e “Argille a Palombini”); nelle brecce ,come clasti, si trovano anche gneiss, graniti e micascisti.

Tale complesso nell’area di studio comprende due membri: uno inferiore, costituito da brecce mono-poligeniche con olistoliti e masse non dissociate di grosse dimensioni (“Brecce di Santa Maria”), ed una superiore, in cui prevalgono le arenarie (“Arenarie di Casanova”).

Flysch di Ottone:

Affiora a sud – ovest del paese di Ponzano Superiore. Si tratta di torbiditi calcareo – marnose, comprendenti calcareniti, calcari, calcari – marnosi, e marne con subordinatamente argilliti calcaree, siltiti ed arenarie, quest’ultime simili alle sottostanti Arenarie di Casanova.

Il colore è grigio scuro, biancastro giallognolo in superficie a causa delle patine di

alterazione; lo spessore degli strati può variare da pochi cm ai 3 m. La porzione

pelitica ha uno spessore intorno ai 20 – 30 cm, la base degli strati presenta

solitamente impronte di base, , sono presenti anche laminazioni e ripples. Le

strutture di Bouma più frequenti sono Tb-e, Tc-e o Td-e.Nelle sezioni sottili di

alcuni campioni prelevati, i calcari si presentano come mudstone o wackestone; la

micrite invece è prevalentemente costituita da nannofossili calcarei; gli intraclasti,

in numero subordinato, sono solitamente rappresentati da quarzo e feldspati,

occasionalmente da fillosilicati e plagioclasi.

La datazione di questa formazione è stata fatta da Elter e Raggi (1965) attraverso lo studio dei foraminiferi, risultando al Cretaceo superiore; Rio et alii (1983) lo fanno risalire al Campaniano – Maastrichtiano, mentre Marroni et alii (1991) al Campaniano superiore parte bassa, entrambi attraverso lo studio dei nannofossili.

Foto 2.7: esempio di Flysch di Ottone

Argilliti di Monte Veri :

Costituite prevalentemente da brecce con abbondante matrice argillosa con elementi angolari di calcari (palombini); sono presenti olistostromi ed olistoliti di Argille a palombini, ofioliti; e brecce poligeniche costituite da clasti angolari di ofioliti, calcari e graniti in una matrice arenacea, in quest’area è presente un grande olistolite di “Serpentiniti”(Σ).

In sezione sottile i calcari sono rappresentati da wackstone con globigerinidi; la micrite invece è prevalentemente costituita da nannofossili calcarei.

Le Argilliti di Monte Veri sono presenti come intercalazioni nella parte medio- bassa del Flysch.

Età: Campaniano medio superiore

Foto 2.8: Argilliti di Monte Veri

Complesso Casanova:

Questo complesso, che regionalmente comprende più membri ( Arenarie di Ostia alla base, Brecce di Santa Maria, Brecce a prevalenti elementi calcarei, Brecce a prevalenti elementi ofioliti, Brecce a prevalenti elementi granitici, Arenarie di Casanova) e olistoliti, costituisce la base stratigrafica della formazione del Flysch di Ottone; la sua età viene riferita all’intervallo Coniaciano superiore-Campaniano inferiore.

Nell’area di Ponzano Superiore affiorano le Brecce di Santa Maria e le Arenarie di Casanova.

Arenarie di Casanova:

Si trovano al tetto del Complesso Monte Penna - Casanova ed affiorano nella parte centrale del territorio collinare.

Sono caratterizzate da torbiditi arenaceo-pelitiche, da medie a grossolane, e da torbiditi politico-arenacee, da medie a fini, costituite da litoareniti ofiolitiche o areniti quarzo-micacee e da grovacche feldspatiche di colore grigio o grigio- verde,marrone ruggine all’alterazione; spesso presenti alternanze di, argilliti, argilliti-siltose, siltiti grigio-verdi, marrone ruggine all’alterazione e marne calcaree.

Lo spessore degli strati più grossolani varia da 5 cm a 30-40 cm, mentre quello dei livelli più fini e delle peliti da 0,5 cm a 2-3 cm.

Le sequenze di Bouma più frequenti sono la Tc-e e la Tb-e; le strutture sedimentarie riconosciute sono la laminazione piano-parallela e, subordinatamente, la gradazione.

Sono interessate da numerose pieghe, sia a piccola che a grande scala, che ne falsano lo spessore, il quale dovrebbe essere limitato a poche decine di metri.

Età: Campaniano inferiore

Foto 2.9: Arenarie di Casanova

Brecce di S.Maria:

Comprendono clasti grossolani, da sub-angolosi a sub-arrotondati, matrice sostenuti, costituiti da argilliti grigio-nerastre e, subordinatamente, da marne calcareo-siltose con blocchi di calcare tipo Palombino, e da livelli discontinui di brecce a prevalenti elementi calcarei, matrice sostenuta.

La matrice pelitica è generalmente scagliosa.

Localmente le argilliti includono livelli di brecce ofiolitiche, nonché olistoliti di serpentino, gabbri, basalti e di argille. Lo spessore apparente si aggira intorno ai 150 m.

Età: Campaniano inferiore

Foto 2.10: Olistolite di Serpentiniti

Unità Canetolo:

Nel territorio esaminato affiorano le formazioni delle Arenarie di Ponte Pratica e le Argille e calcari.

Arenarie di Ponte Bratica

Affiorano a nord del paese di Ponzano Superiore in località “La Volpara”. Sono sequenze torbiditiche di arenarie fini micacee grigio-verdastre In strati sottili ( in media 10-15 cm) fittamente laminati, con intercalazioni di marne siltose e siltiti di potenza pressoché equivalente. Lo spessore apparente non supera i 100 metri.

Età: Oligocene inferiore- Oligocene superiore

Foto 2.11:Arenarie di Ponte Bratica

Argille e Calcari

La formazione è costituita da un’alternanza di argilliti scure o nere, fogliettate e lucide, con intercalazioni di calcari lutitici grgio-chiari spesso in blocchi o in strati di spessore decimetrico; sono frequenti le calcareniti gradate in strati che possono raggiungere anche 30-100 cm. I calcari e i calcari marnosi, con patina d’alterazione ocracea, sono compatti e a grana finissima, con frattura concoide e sono notevolmente deformati e spesso boudinati.

Sono altresì frequenti a vari livelli lenti di arenarie fini e siltiti di modesto spessore.

L’assetto strutturale di questa formazione è spesso caotico, a causa delle numerose deformazioni e laminazioni tettoniche, lo spessore apparente raggiunge i 200 metri.

Nelle sezioni sottili esaminate, prevalgono due tipologie: packstone contenenti

frammenti scheletrici non determinabili accanato a foraminiferi planctonici (

globigerinidi) e bentonici. Non sono state rinvenute taxa di importanza cronostratigrafica; wackstone e mudstone a foraminiferi planctonici, microfacies molto povere ( prevalentemente piccoli globigerinidi) probabilmente Paleoceniche.

L’età è riferibile al Paleocene – Eocene medio.

Foto 2.12: Argille e Calcari

Foto 2.13: vista in particolare di uno strato di calcarenite