CAPITOLO 2: INQUADRAMENTO GEOLOGICO
2.1 Inquadramento Tettonico
L’area in esame si colloca all’interno della depressione tettonica della Valle del Fiume Serchio, ad oriente rispetto alla finestra delle Alpi Apuane (fig. 2.1). In particolare il versante studiato è situato sulla sponda destra del Serchio in prossimità della località Bolognana (LU). Le formazioni che vi affiorano fanno parte interamente della Successione Toscana non metamorfica (Falda Toscana), ed in particolare sono rappresentate prevalentemente dalle successioni carbonatiche del Mesozoico e da successioni che provengono dal Cretaceo Superiore-Terziario (“Scaglia toscana” e “Macigno”). Nel versante in esame e nelle zone circostanti è presente però solo una parte della successione, e precisamente quella che va dal Calcare Selcifero di Limano fino al Macigno, al tetto di tutta la successione. La storia tettonica di quest’area si inserisce nel contesto generale evolutivo dell’Appennino Settentrionale, formato da una catena di pieghe e sovrascorrimenti (thrust and fold belt), prodotti da una complessa e multifase storia evolutiva che può essere suddivisa in due periodi principali (Elter et alii, 1975; Carmignani, 1990):
- Cretaceo Superiore – Miocene Superiore: domina uno stile compressivo che determina l’impilamento delle varie unità tettoniche le une sulle altre derivanti da domini paleogeografici differenti; da ovest ad est si individuano il Dominio Ligure, il Dominio Subligure e il Dominio Toscano);
- Miocene Superiore – Pliocene Inferiore: segue una tettonica estensionale, con la formazione di depressioni tettoniche (Valle del F. Serchio, Valle del F. Magra, Versilia, ecc.) che vengono occupate da laghi e corsi d’acqua con i relativi depositi sedimentari; tali depressioni sono delimitate da sistemi di faglie dirette con direzione “Appenninica” (NW-SE), occasionalmente interrotte da dislocazioni trasversali con direzione “anti-appenninica” (NE-SW).
BOLOGNANA
Figura 2.1: Schema tettonico della Medio - Alta Valle del Serchio: 1) Nucleo metamorfico delle Alpi Apuane; 2) Successione Toscana non metamorfica; 3) Unità Subliguri e Liguri esterne; 4) Depositi lacustri e fluviali dei bacini di Barga e di Castelnuovo di Garfagnana; 5) Depositi alluvionali di fondovalle; 6) Faglie (D’Amato Avanzi, Pieroni & Puccinelli, 1997).
ELTER P. et al. (1975) mettono a confronto le conoscenze sulle dislocazioni recenti dell’Appennino settentrionale con dati geofisici (anomalie di gravità, sismicità e profondità della Moho). I movimenti distensivi della fascia tirrenica sono testimoniati da uno stile ad Horst e Graben, come dimostra la geologia della Garfagnana, che intaglia tutte le strutture precedenti, compresi gli accavallamenti di varie unità; questi si contrappongono invece ad una fascia padano-adriatica esterna con carattere di avanfossa durante il Miocene che risulta ancora in compressione. Tale coesistenza, dal Messiniano in poi, di distensione e di compressione in aree contigue conferisce alla neotettonica dell’Appennino un carattere del tutto particolare.
Figura 2.2: Schema illustrante l’attuale assetto strutturale dell’Appennino settentrionale, con una tettonica ad Horst&Graben nel lato occidentale della catena e pieghe nel lato orientale. Non sono mostrati gli accavallamenti e le deformazioni delle unità precedenti la tettonica distensiva (Elter, Giglia, Tongiorgi & Trevisan, 1975).
La fase distensiva è inoltre connessa con la messa in posto di un grande batolite granodioritico e con il vulcanismo crostale della Provincia magmatica Toscana. Osservando un qualsiasi schema tettonico si può vedere come solo la parte occidentale della catena sia dissecata da numerose faglie dirette. La distensione della fascia interna viene messa in relazione dagli autori con l’apertura del Mar Tirreno, teoria accettata anche da Carmignani (1990) e da molti altri autori negli anni successivi.
Nell’area studiata le principali deformazioni, sia compressive che estensionali, derivano dalla storia tettonica prima illustrata, chiaramente individuabili. In particolare lo stile compressivo ha dato origine a due fasi deformative quasi coassiali di tipo duttile con una direzione appenninica, alle quali sono associate elementi tettonici trasversali. (Carmignani, 1990). Lo stile distensivo invece, di tipo rigido, ha dato origine ai sistemi di faglie della depressione tettonica della Valle del Serchio, con direzioni NW-SE: sul lato occidentale della depressione le faglie immergono verso est, mentre sul lato orientale immergono verso ovest (D’Amato Avanzi et alii, 2003).
Il passaggio da uno stile compressivo ad uno distensivo potrebbe essere stato causato da un cambiamento dell’evoluzione all’interno del prisma di accrezione (Carmignani & Kligfield, 1990; Carmignani, 1993)). Secondo il modello sviluppato da Platt (1986), dal Cretaceo all’Eocene il prisma di accrezione formato dalla crosta oceanica della Tetide (il complesso Liguride), subduce al di sotto della microplacca Sardo- Corsa in rotazione. La collisione del blocco con il promontorio della microplacca Adria, avvenuta nell’Oligocene, è caratterizzata dalla rapida imbricazione della crosta continentale del margine italiano, preservato interamente nella struttura a duplex delle Alpi Apuane (27 Ma). Tra il tardo Oligocene ed il Miocene inferiore continua l’imbricazione di slices di crosta continentale appenninica al di sotto della regione delle Alpi Apuane,
portando alla formazione della geometria ad antiformal stack. Si stima che lo spessore globale sia almeno due volte lo spessore richiesto per mantenere stabile il prisma. La collisione infatti ha aggiunto materiale oceanico al fronte del prisma, l’instabilità si manifesta attraverso stress di tensione all’interno che portano ad una estensione nella parte alta, mentre continua la compressione ai livelli inferiori del prisma stesso. La fine dalla rotazione del blocco Sardo-Corso, e quindi della convergenza con l’Appennino settentrionale, coincide con la completa apertura del bacino Ligure-Balearico nel Burdigaliano, provocando il rapido collasso gravitativo di tutto il prisma. La geometria del cuneo ispessito torna ad un equilibrio solo durante il Miocene con lo sviluppo sia di faglie normali a geometria listrica ad alti livelli crostali sia di zone di taglio duttili a medi livelli crostali. La presenza contemporanea di una tettonica compressiva e distensiva nell’Appennino settentrionale è stata spiegata con un primo modello che prevede lo sviluppo delle caratteristiche estensionali in concomitanza con la nascita del Mar Tirreno come un bacino marginale dal Medio – Tardo Miocene ad oggi. Con l’inizio del Miocene, le strutture compressive vengono affette da una tettonica estensionale a grande scala, la cui magnitudo aumenta da nord a sud lungo la penisola. La situazione italiana è stata più volte paragonata alla regione americana del Basin and Range, in cui la presenza di estensione superficiale si instaura al si sopra di una catena montuosa in collisione.
L’evoluzione strutturale della regione delle Alpi Apuane è stata oggetto di studi per molti anni (molti ed importanti contributi sono stati dati da Carmignani e Giglia negli anni ’70 e ’80), e continua ad esserlo tuttora. Sono state individuate due fasi deformative principali, che possono essere così schematizzate:
• durante la fase deformativa D1 (Oligocene sup.- Miocene inf.) la Falda Toscana insieme con l’Unità Ligure sovrapposta, si accavallano sul Complesso Metamorfico delle Alpi Apuane, in seguito alla collisione continentale; si sviluppa il metamorfismo di più alto grado.
• La fase estensionale D2 (a partire dal Miocene) deforma tutte le unità tettoniche appena impilate, creando un duomo di scistosità allungato in direzione appenninica.
In conclusione Carmignani & Kligfield (1990) propongono quattro stadi per l’evoluzione tettonica dell’Appennino Settentrionale e del Mar Tirreno, nella quale la transizione dalla compressione all’estensione è causata da un cambiamento delle dinamiche all’interno del prisma di accrezione. Il loro modello prevede: (1) subduzione e formazione di un prisma di accrezione dal Cretaceo all’Eocene; (2) la collisione della microplacca Corsica – Sardegna – Calabria nell’Oligocene (27 Ma) porta al fenomeno di
underplating del prisma e deformazioni compressive del margine continentale della placca Adria; (3) nel Miocene inferiore (12 Ma) il prisma di accrezione ispessito collassa, producendo una tettonica estensionale nei livelli alti e medi della crosta negli Appennini; (4) nel Tortoniano cessa definitivamente la convergenza e quindi la subduzione, l’astenosfera calda si intrude nella crosta continentale assottigliata producendo una estensione regionale a larga scala con vulcanismo associato. Faglie dirette delineano i graben appena formati e portano a contatto rocce recenti con rocce molto più antiche, determinando elisioni tettoniche.
Figura 2.3:Schema dell’evoluzione tettonica delle Alpi Apuane (Carmignani & Kligfield, 1990).
Dal Pleistocene Medio in avanti si verificarono movimenti differenziali di uplift, sprofondamenti e rotazioni, seguiti dal rapido approfondimento della rete idrografica (Nardi, 1961; D’Amato Avanzi & Puccinelli, 1989). Questi movimenti sembrano essere attivi ancora oggi, come testimoniato da alcune caratteristiche geomorfologiche (terrazzi fluviali, corsi d’acqua erosi, uplift di recenti depositi fluviali) e da un’intensa attività sismica. La principale caratteristica morfologica della zona è rappresentata dalla depressione morfo-strutturale della Valle del Fiume Serchio, che ha condizionato
inevitabilmente l’andamento della rete idrografica: infatti il Serchio scorre nella zona assiale della depressione in una direzione appenninica, mentre gli affluenti tributari (da sud a nord: Torrenti Turrite Cava, Turrite di Gallicano, Turrite Secca e T. Edron) scendono dagli Appennini e dalle Alpi Apuane con direzione anti-appenninica.
In corrispondenza delle faglie dirette che individuano le depressioni tettoniche della Val di Serchio e della Val di Magra si impostano i fenomeni di Deformazioni Gravitative Profonde (vedi Capitolo 3). Le faglie infatti giocano un ruolo molto importante perché esercitano sugli ammassi rocciosi un’azione di svincolo e di frammentazione in megablocchi, permettendone l’adattamento gravitativo; casi di questo tipo si verificano presso Villafranca in Lunigiana, S. Romano in Garfagnana e nella zona del Passo dell’Abetone in Val di Serchio; i movimenti si sono impostati in corrispondenza di piani di faglia e consistono in scorrimenti in blocco o in colamenti di roccia (D’Amato Avanzi & Puccinelli, 1996). In altri casi la configurazione più favorevole per le Dgpv è rappresentata dalla sovrapposizione di rocce rigide su rocce duttili (arenarie su argilliti); il movimento più comune è l’espansione laterale. Le rocce duttili sottostanti sono intensamente deformate e presentano talvolta deformazioni derivanti dal carico delle rocce rigide soprastanti.
Nardi R. nel suo lavoro “Geologia della zona tra la Pania della Croce Gallicano e Castelnuovo Garfagnana” (1961), studiò le unità tettoniche che affiorano in questa area, individuando un autoctono apuano metamorfico, l’unità alloctona delle due Panie ricoperta dalla falda toscana e dalle falde liguri. Egli in particolare notò che la falda toscana è affetta da sovrascorrimenti, che in alcune zone generavano riduzioni tettoniche, come nel caso di Gallicano, dove le serie al di sotto delle Marne a Posidonimya formano una piega rovesciata subito a SE del torrente Turrite Secca, mentre l’insieme dei terreni sovrastanti ha andamento pressoché orizzontale. Le pieghe infatti rappresentano il motivo strutturale della serie toscana, e sono caratterizzate da una generale vergenza verso NE ed asse in direzione appenninica.
Lo stesso autore riporta che esistono altri fenomeni di importanza notevole che rientrano nel quadro della tettonica di collasso della Valle del Serchio non ancora del tutto estinta, come le sorgenti di acque termali che sgorgano in corrispondenza delle faglie principali del Graben (Gallicano e Turrite sul lato destro; Pievefosciana e Colombaia sul lato sinistro) o i frequenti fenomeni sismici e di notevole entità, “tali da rendere la Garfagnana una tra le maggiori zone sismiche d’Italia”.
2.2 Inquadramento Litostratigrafico
Le formazioni che affiorano nell’area studiata (vedi Carta Geologica fig. 2.8) sono relative alla Successione Toscana non metamorfica, come già menzionato. Di seguito verranno descritte brevemente in ordine di sovrapposizione stratigrafica, in base alle osservazioni di campagna e ai dati presenti in letteratura.
Solo la formazione del Calcare Selcifero della Val di Lima, che affiora lungo il tracciato stradale, è stata oggetto dei test di resistenza a compressione monoassiale e di carico puntuale, prove che sono descritte dettagliatamente nel Capitolo 4.
Verranno brevemente descritti inoltre i depositi continentali quaternari dovuti all’azione della gravità (detriti e corpi di frana) e di tipo alluvionale.
La Successione Toscana è formata da formazioni da anchimetamorfiche a non metamorfiche di età compresa tra il Trias superiore e l’Oligocene superiore-Miocene inferiore. Nella nostra zona affiora solo una parte di questa successione.
Figura 2.4: Colonna stratigrafica schematica della Falda Toscana, Val di Lima, M. d’Oltre Serchio (Da Carmignani, 1993).
La formazione più antica è il Calcare selcifero di Limano, mentre non sono affioranti nel versante di Costa delle Calde le formazioni inferiori della Falda Toscana (Calcare Cavernoso, Calcari e Marne a Rhaetavicula Contorta, Calcare Massiccio, Calcare ad Angulati, Rosso Ammonitico). Le sigle tra parentesi si riferiscono alla nomenclatura più recente. Di seguito vengono descritte in ordine di sovrapposizione stratigrafica le seguenti formazioni:
Formazione Calcare Selcifero di Limano (LIM)
Affiora abbondantemente lungo il Rio Forcone su entrame i lati con continuità, ed in maniera più ridotta lungo il Rio Fontanino fino al Ponte Nottolini. E’ formata da calcilutiti grigie o giallastre ben stratificate con liste e noduli di selce grigio chiaro, intercalazioni sottili di calcareniti e marne. Appare intensamente fratturata. Lo spessore dell’intera formazione supera i 100 m; l’età è riferibile al Pliensbachiano superiore/Toarciano inferiore (Lias medio-superiore).
Formazione Calcari e marne a Posidonomya (POD)
Sono presenti nella parte terminale del Rio Forcone, contrapposte per faglia a materiali radiolaritici e calcarei di più recente deposizione, e nella parte più alta del versante. Si tratta di vari litotipi; in generale sono rappresentati da calcari, argilliti e marne grigio/giallastre e radiolariti rosse o scure. Lo spessore varia da 50 a 120 m. Età: Toarciano inferiore – Calloviano/Oxfordiano medio-superiore.
Formazione Calcare Selcifero della Val di Lima (SVL)
La formazione, sulla quale si concentra questo studio, affiora alla sinistra idrografica del Rio Forcone, lungo il Rio Fontanino, che delimita il versante in esame verso nord, e estesamente lungo la Strada Provinciale di fondovalle. In generale mostra spessori medio-bassi e buona continuità laterale. Consiste in calcareniti gradate e calcilutiti silicee grigio scure con abbondanti liste e noduli di selce nera e rare intercalazioni marnose, diffusamente fratturata. Sulle superfici esposte possono talvolta comparire delle patine più chiare. Lo spessore degli strati nelle calcareniti può variare da 40-50 cm a 1-2 m, nella calcilutiti ha una media di circa 10-30 cm, da 5 a 70 cm. I layers più spessi e rugosi sono più frequenti alla base della formazione. Le bande di selce hanno uno spessore tra 2-5 cm e 30 cm e una continuità di diversi decimetri. Il passaggio stratigrafico con la Fm. dei Diaspri è caratterizzato da una riduzione dei livelli calcarei e delle liste di selce e dalla comparsa delle radiolariti in spessore e frequenza man mano maggiori. Lo spessore dell’intera formazione è intorno a 80 m. Età: Bajociano superiore/Batoniano inferiore – Titoniano superiore.
a) b)
c)
Figura 2.5: Alcune fotografie degli affioramenti del Calcare Selcifero della Val di Lima: a) affioramento lungo la Strada Provinciale; b) Calcare Selcifero della Val di Lima affiorante tra i pilastri del viadotto; c) particolare di un nodulo di selce (4 cm diametro).
Formazione Diaspri (DSD)
La formazione dei Diaspri è poco sviluppata nella parte terminale del Rio Forcone, mentre affiora più estesamente sul versante lungo il Rio Fontanino. E’ formata da radiolariti e selci rosse intensamente fratturati, con intercalazioni molto sottili di argilliti silicee, e litotipi calcareo-siliceo-marnosi con alternanze di strati di radiolariti sottili, argilliti silicee e marne silicee. Tutta la Formazione appare diffusamente fratturata; non ha mai spessori elevati (qualche decina di metri). Età: Bathoniano inferiore – Titoniano superiore.
Formazione Maiolica (MAI)
Affiora estesamente in tutto il territorio con spessori potenti ed in buona continuità areale ed occupa gran parte del versante di Costa delle Calde (sulla carta indicato con la vecchia sigla “mac”). Risulta dislocata e tettonicamente ribassata lungo la fascia fagliata che corre parallelamente al fondovalle del Fiume Serchio. Si tratta di calcilutiti e calcilutiti silicee grigio chiare e marroncine con frattura concoide, in strati dello spessore di 10–30 cm e 3–4 m rispettivamente, con intercalazioni di calcareniti e calcilutiti in varie tonalità di grigio, rari e sottili livelli di argilliti grigie o marne scure. Sono talvolta molto abbondanti marne e liste di selce chiare (più raramente scure o avana nella parte superiore della formazione) superiori a 15 cm di spessore. E’ stato osservato che la fratturazione diffusa è talora accompagnata dallo sviluppo di processi di carsismo; localmente la fratturazione può presentarsi tanto fitta e pervasiva da far assumere alla roccia un aspetto brecciato. Lo spessore globale della Fm. Maiolica varia da 100 a 150 m. Età: Titoniano superiore/Appiano inferiore.
Figura 2.7: Affioramento di Maiolica all’interno della cava visibile dalla strada, protetto da reti.
Formazione Scaglia Toscana (STO)
Stratigraficamente sormontata dall’arenaria Macigno, affiora nella parte alta del versante e in fasce parallele nei pressi del corso del Fiume Serchio, portata alla luce
dall’incisione di questo, e risulta coinvolta in estese dislocazioni tettoniche che la mettono in contatto per faglia con successioni più antiche e profonde della Falda Toscana. La Scaglia Toscana è prevalentemente costituita da argilliti e marne varicolori, con intercalazioni di calcareniti e calcilutiti in strati decimetrici con fratture allungate e spesso alterate, e radiolariti rosse o nere. Al tetto della Scaglia si colloca il Membro delle Calcareniti (o Brecciole) a Nummuliti; affiora in destra orografica nella parte terminale del Rio Forcone e in alcuni tratti lungo la fondovalle. È costituito da torbiditi e calciruditi grigio scure con bande e noduli di selce scura.
Nell’area studiata lo spessore raggiunto è di circa 30-40 m. Età della Fm. Scaglia Toscana: Aptiano inferiore – Oligocene superiore.
Formazione Macigno (MAC)
E’ presente a monte di Bolognana e con notevole estensione in tutto il territorio comunale di Gallicano, in particolar modo affiora in destra orografica nella parte terminale del Rio Forcone. Si tratta di una arenaria-torbidite quarzoso- feldspatico-micacea di colore grigio chiaro e scuro, in strati decimetrici (50-100 cm) e più rare bancate di maggiore spessore (3-4 m), con intercalazioni di arenarie siltose sottili.
L’arenaria risulta diffusamente fratturata. Nell’area studiata lo spessore affiorante del Macigno affiorante è piuttosto ridotto. Età: Oligocene superiore – Miocene inferiore.
Di seguito viene riportata la sezione geologica del versante oggetto di studio, in scala 1:2000.
Come osservabile, sul versante di Costa delle Calde affiora estesamente la Fm. Maiolica, in corrispondenza dei più significativi movimenti franosi, con piccoli affioramenti di Scaglia; proseguendo verso NW e SE, si incontrano le Fm. dei Diaspri, Calcare Selcifero della Val di Lima, Calcari e Marne a Posidonomya e Calcare Selcifero di Limano. In prossimità del Rio Forcone, affiorano ulteriormente il Macigno e le Calcareniti a Nummuliti.
Sopra le formazioni rocciose appena descritte, si sono deposti, durante tutto il Quaternario, vari tipi di depositi, che vanno dai depositi alluvionali costituiti da ghiaie, sabbie e limi (all), ai corpi di frana continui od intermittenti formati da accumuli eterogenei litoidi, ai depositi alluvionali terrazzati (at), depositi detritici (dt) da alterazione della roccia madre, ai terreni di riporto derivanti dalle cave e utilizzati per i riempimenti di depressioni morfologiche o negli argini.
2.3 Inquadramento strutturale
Il versante di Costa delle Calde presenta una struttura globale molto complessa, caratterizzata da una stratificazione che immerge verso NE contro il pendio (a “reggipoggio”) e da un considerevole numero di discontinuità tettoniche a piccola e a grande scala, incluse numerose faglie dirette con orientazioni variabili. Sono stati identificati, come verrà in seguito descritto in dettaglio nel Capitolo 5, tre principali sistemi di discontinuità a grande scala: due di questi hanno direzione simile (circa NW – SE) ma differiscono per quanto riguarda l’inclinazione dei piani di faglia (a basso angolo 25-45° ed a alto angolo 75°); il terzo sistema è rappresentato da faglie dirette ad alto angolo con una direzione NNW – SSE, e caratterizza l’estremità orientale del versante. Un elemento decisivo che condiziona fortemente l’evoluzione tettonica del versante di Costa delle Calde è rappresentato dalla presenza di una faglia a geometria listrica, con un basso angolo e immergente verso NE con una inclinazione media di 25-30°; questa porta a contatto la parte superiore della Formazione della Maiolica con la formazione dei Calcari e marne a Posidonomya, con un rigetto di circa 300 m. E’ stato ipotizzato che in corrispondenza di questa faglia si sia sviluppata una Deformazione Gravitativa Profonda di Versante (o DGSD “Deep-seated Gravitational Slope Deformation”) e che la faglia quindi divida la porzione di versante interessato dalla Dgpv da quello non interessato.
Una seconda faglia a basso angolo a quota inferiore ribassa ancora la Maiolica portandola a contatto con il Calcare Selcifero della Val di Lima, con una cataclasite dello spessore di circa 2 m al contatto tra le due formazioni (D’Amato et alii, 2003).
Figura 2.9: Sezione geologica A-A’ (D’amato Avanzi G. e Marchetti D., 2003). In sezione sono ben visibili le due superfici listriche che determinano un notevole ribassamento di tutta la successione.
Nell’ultimo tratto dell’affioramento lungo strada del Calcare Selcifero della Val di Lima, vicino al Rio Fontanino, è ben visibile uno specchio di faglia (giacitura circa 032/90 e con strie verticali), facente parte di quel sistema di faglie dirette ad alto angolo, parallele alla precedente. Le faglie inverse sono poco numerose e corrispondono sempre a piccoli e locali accavallamenti di serie (Nardi, 1961).
Sono inoltre presenti fratture minori di estensione, soprattutto nella parte bassa del versante, fratture beanti dell’apertura anche di 3 m (zona Sud Est del versante) con formazione di trincee che sembrano essere un indizio di una Deformazione Gravitativa Profonda di Versante (di cui si parlerà più nel dettaglio nel capitolo successivo).
Figura 2.10: Frattura beante dell’apertura di 1 m con all’interno ancora la strumentazione del vecchio monitoraggio.
