2
Inquadramento geologico
La zona di studio si colloca in un sistema montuoso denominato Appennino Settentrionale che si estende a nord dall'area di Sestri-Voltaggio fino a sud ad Ancona-Anzio (Dallan Nardi et al., 1971) interessando i rilievi di parte della Liguria, Emilia Romagna, Toscana e Abruzzo.
Questa catena viene definita come un impilamento di falde di tipo “Thrust and fold belt” con vergenza Nord-orientale e direzioni degli assi di pieghe e fronti di thrusts che ruotano da NW-SE fino a disporsi N-S spostandosi da Nord verso Sud.
La struttura a falde (Elter, 1994) comprende dall'alto verso il basso le seguenti unità tettoniche (fig. 2.1):
Unità liguri interne, Unità liguri esterne, Unità subliguri, Unità toscane non metamorfiche, Unità toscane metamorfiche, Unità umbro-marchigiane .
Fig. 2.1 Ricostruzione schematica dell'edificio strutturale dell'Appennino settentrionale, da Elter 1994.
Le unità tettoniche riflettono diversi domini paleogeografici che testimoniano diversi ambienti di formazione:
Dominio Oceanico:
Dominio Ligure interno, comprendente ofioliti giurassiche ricoperte dalla copertura sedimentaria Giurassica - Paleocenica.
Transizione Oceano-Continente:
Dominio Ligure esterno, costituito da potenti successioni carbonatiche alla cui base si ritrovano mèlange sedimentari con relitti ofiolitici (Unità liguri esterne occidentali) o la successione carbonatica triassica-cretacea (Unità liguri esterne orientali).
Margine continentale della placca Adria:
Dominio subligure con successione sedimentaria Paleogenica Dominio toscano interno formato da una successione sedimentaria
Dominio toscano esterno dato dalla successione sedimentaria posta su basamento metamorfico
Dominio umbro-marchigiano rappresentato anch'esso da una successione sedimentaria.
L'Appennino rappresenta quindi una delle catene orogeniche che circonda i bacini del Mediterraneo occidentale creati dalla recente fase distensiva dall'olocene ad oggi.
L'evoluzione dell'Appennino è legata alla cinematica ad est dell'Iberia (Spagna) e ad Ovest dall'Adria (basamento della penisola italiana e Adriatico-Dinaridi); due microplacche appartenenti rispettivamente alla placca europea e a quella africana.
A partire dal Giurassico inferiore-medio (180 Ma) si ha l'apertura dell'Oceano Atlantico centrale con il conseguente spostamento trascorrente sinistro (E-W) dell'Africa rispetto all'Europa.
A dimostrazione di tale dinamica si ritrovano i complessi ofiolitici nelle catene circum mediterranee che rappresentano i relitti dei bracci oceanici richiusi dalle fasi di convergenza.
Durante questa fase tra la microplacca Adria (Africa) e l'Iberia (Europa) si formava un bacino oceanico orientato SW-NE detto Oceano Ligure-Piemontese che di fatto separava la placca africana da quella europea. Il movimento trascorrente sinistro prosegue durante il Cretaceo inferiore (145 -112 Ma) fino a quando nel Cretaceo superiore si ha l'apertura dell'Oceano Atlantico settentrionale, instaurando un regime compressivo tra l'Africa e l'Europa.
Ligure-Piemontese testimoniata dalla sedimentazione torbiditica di fossa del flysch a Elmintoidi che ricopre le pelagiti di piana abissale.
La chiusura definitiva del suddetto bacino oceanico viene raggiunta nell'Oligocene superiore (28 Ma) quando i margini dei due continenti entrano in contatto e la loro collisione provoca il sollevamento della catena alpina testimoniata dalla sedimentazione torbiditica oligo -miocenica del Macigno, Arenaria del M. Cervarola e Marnoso arenacea risultante dallo smantellamento dei margini continentali in sollevamento.
Nel tardo oligocene (24 Ma) la velocità di arretramento flessurale della microplacca Adria in subduzione supera la velocità di convergenza con la placca europea provocando l'apertura del bacino di retroarco Ligure-provenzale, in concomitanza con la rotazione antioraria del blocco Sardo-Corso.
Nel Langhiano-Serravalliano (15 - 13 Ma), l'estensione del bacino retroarco si sposta verso est aprendo il Mar Tirreno e provocando nella stessa direzione la migrazione della Provincia Magmatica Toscana (TMP) e del fronte compressivo.
La testimonianza dell'avanzamento verso est del fronte è dovuta al ringiovanimento dei depositi di avanfossa adriatici.
Pertanto nell'Eocene medio (45 Ma) si sviluppano gli accavallamenti a falde e pieghe est-vergenti che vanno a configurare l'edificio strutturale dell'Appennino settentrionale.
Infatti la serie di thrusts provoca il sovrascorrimento delle unità tettoniche portando le unità liguri interne sulle unità liguri esterne, che a loro volta si accavallano sulle unità toscane non metamorfiche sovrascorse sulle unità toscane metamorfiche (Elter, 1994).
Infine alla base degli accavallamenti si trovano le più esterne Unità umbro-marchigiane (fig.2.2).
Fig. 2.2 Sezione schematica attraverso l’Appennino settentrionale, che evidenzia i rapporti geometrici tra le varie unità tettoniche, da Elter (1994).
Lo scollamento del Dominio toscano interno al livello delle evaporiti triassiche nella Falda Toscana e lo scorrimento tettonico procura al sottostante dominio toscano esterno un metamorfismo in facies scisti verdi, producendo il complesso metamorfico toscano.
Il sovrascorrimento delle unità liguri è il più ampio e si estende dal Mar Ligure alla Pianura Padana con alcune interruzioni date dalle finestre tettoniche tra le quali quella delle Alpi Apuane è la più significativa esumando le unità metamorfiche toscane .
Il regime compressivo termina nell'Aquitaniano-Miocene (23 Ma) dal momento in cui il collasso gravitazionale del prisma di accrezione (Brogi et
al., 2003) procura una fase estensionale caratterizzata da 3 fasi:
Un primo sviluppo di faglie a basso angolo con un sistema flat-ramp-flat con lo scollamento sulle evaporiti triassiche delle formazioni carbonatiche della Falda Toscana.
Il secondo evento avvenuto nel Serravalliano-Messiniano sup. vede lo sviluppo di faglie normali (Brogi et al., 2003) ed un terzo con faglie ad alto angolo orientate NW-SE e immergenti a NE che delimitano i bacini neogenici e riscontrabili anche nell'area dei Monti d'Oltre Serchio (fig. 2.3).
Fig. 2.3 Estratto della carta geologica della parte meridionale dei Monti d'Oltre Serchio su base topografica 1:5000 (da Nardi, 1990).
2.1 Inquadramento geologico dei Monti d'Oltre Serchio
Nell'area dei Monti d'Oltre Serchio, ed in particolare in quella di Vecchiano, affiorano le formazioni carbonatiche della Falda Toscana (fig. 2.4).
La presenza di una vegetazione bassa e rada per la diffusa coltivazione dell'olivo, e le sezioni dei rilievi all'interno delle cave, permettono di osservare gli affioramenti e talvolta i contatti tra le formazioni.
Fig. 2.4 Il colore azzurro si riferisce alla formazione del Calcare Massiccio. Estratto della carta geologica 1:10000 sezione 273010 VECCHIANO del Servizio Geologico Regionale (Carosi & Pertusati, 2006).
L'area rilevata si trova nella sezione 273010 in scala 1:10000 del Foglio Pisa (Appendice) in cui si ritrovano le seguenti formazioni geologiche:
1- Calcari neri e marne a Rhaetavicula contorta: ben visibili ad ovest di
Avane, in strati calcare-marnosi con potenza fino a 2 metri ed interstrati marnosi di minore entità, costituendo spessori complessivi fino a 120 metri. Questa formazione riflette un ambiente di sedimentazione lagunare e di palude costiera per la presenza di fossili del Triass superiore (Retico)
2- Calcare massiccio: calcari bianchi grigio chiari finemente cristallini, non
stratificati; è la formazione più diffusa sui Monti d'oltre Serchio con spessori molto forti fino a 700 metri e presenza di fossili (crinoidi e gasteropodi) tipici di ambiente di piattaforma carbonatica di mare aperto del Giurassico inferiore (Lias inferiore) (190 Ma).
3- Rosso ammonitico: affiora in una stretta fascia sul Monte Bruceto, con
spessori massimi di 10 metri, suddivisi in strati decimetrici a grana fine, rossastra per il contenuto di ossidi e con strutture nodulari indicative di un ambiente di formazione marino instabile, soggetto a temporanee emersioni ed attribuito al Giurassico inferiore (Lias inferiore-medio).
4- Calcare selcifero inferiore: calcari grigi con liste e noduli di selce, a
grana fine, affiorano ancora ad ovest del Monte Bruceto con potenze di 300-500 metri, suddivise in strati da decimetrici a metrici, separati da interstrati sottili di argilliti siltose.
Talvolta contengono ammoniti e fossili di ambiente marino profondo del Giurassico inferiore (Lias medio-sup.).
5- Calcari e marne a Posidonomya: marne e calcari marnosi a
posidonomya, affioranti ad est del Monte del Legnaio, con spessori di circa 150 metri e contenuto in fossili di ambiente pelagico del giurassico medio- superiore (Lias sup.- Dogger p.p.).
6- Calcare selcifero superiore: calcari grigio scuri affiorano in località Le
Grepole con potenze dai 300 ai 60 metri (Giannini & Nardi, 1965), suddivisi in strati decimetrici- metrici con grana da fine a calcarenitica.
Risultano da un ambiente di formazione marino profondo durante il Giurassico superiore (Dogger sup.- Malm inf.).
7- Diaspri: si trovano a sud del Monte del Legnaio con potenze variabili tra
i 300 e 50 metri suddivise in strati centimetrici di colore dal rosa chiaro al rosso fegato, con matrice silicea che riflette un ambiente di sedimentazione marino profondo al di sotto della linea di compensazione dei carbonati (CCD) durante il Batoniano (Giurassico medio) - Titonico (Giurassico sup.).
2.2 Inquadramento tettonico dei Monti d'Oltre Serchio
L'area dei Monti d'Oltre Serchio è dominata da una monoclinale con immersione a N-W che piega le formazioni carbonatiche della Falda Toscana a partire dall'estremità meridionale del complesso montuoso fino alla foce di Massaciuccoli (fig. 2.5).
Fig. 2.5 Sezione geologica B-B' della carta geologica della Toscana 1:10000 sezione 273010 denominata VECCHIANO (Carosi & Pertusati, 2006).
Un'altra caratteristica della zona è la strutturazione a scaglie (Giannini & Nardi, 1965) dovute alle laminazioni tettoniche all'interno della serie toscana non metamorfica lungo i contrasti di competenza tra formazioni rigide (Calcare Massiccio, Calcare Selcifero) e altre più plastiche (Scaglia Toscana) che favoriscono gli scorrimenti.
In tale assetto strutturale i Monti d'Oltre Serchio rappresentano la continuazione del complesso sovrascorso del Monte Pisano in cui i calcari cavernosi del versante occidentale sono la base della serie dei Monti d'Oltre Serchio che proseguono con i Calcari a Rhaetavicula contorta presso Avane (Giannini & Nardi, 1965).
Le scaglie sono individuate oltre che per la mancanza di ampie porzioni di serie, anche per le nette discordanze angolari.
Nel contesto dei Monti d'Oltre Serchio sono infatti distinguibili due unità: Inferiore: costituita da calcare cavernoso e brecce con lembi del Verrucano a N-W del Monte Pisano e prosegue sui Monti d'oltre Serchio a Vecchiano fino a Massaciuccoli con le formazioni comprese fra i Calcari a Rhaetavicula contorta ed il Macigno (Giannini & Nardi, 1965).
Superiore: rappresentata dalle formazioni comprese tra Diaspri e Macigno che affiorano sul Monte Pisano presso Monte Maggiore-Cerasomma e a Filettole-Massaciuccoli (Giannini & Nardi, 1965) (fig. 2.6).
Fig. 2.6 Schema tettonico della struttura a falde Monte Pisano - Monti d'Oltre Serchio (Giannini & Nardi, 1965).
2.3
Fasi deformative
Una prima fase deformativa F1 Appenninica è visibile negli strati appartenenti alla Falda Toscana piegati a monoclinale, con immersione verso N-W ed inclinazioni di circa 45°.
Sono ben visibili presso il Monte del Legnaio le strutture plicative minori riferite alla fase F2 in cui gli strati formano pieghe alla mesoscala metriche e decametriche (Mazzanti, 1988).
Il Monte di Vecchiano durante il Miocene inferiore-medio (23-13 Ma) ha preso parte alla catena paleoappenninica ed in seguito attraverso l'attività delle faglie distensive ovest-immergenti del miocene superiore, viene isolato analogamente al Monte Pisano per lo sprofondamento delle porzioni occidentali rivolte verso il Tirreno (fig. 2.7).
Fig. 2.7 Schema evolutivo del margine settentrionale della pianura pisana dal Pliocene inferiore-medio (D'Amato & Nardi, 1993).
2.4 Inquadramento geomorfologico dei
Monti d'Oltre Serchio
Il sollevamento relativo al quale la dorsale Monte Pisano - Monti d'Oltre Serchio è stata sottoposta a partire dal pliocene medio (D'Amato & Nardi, 1993) ha attivato una serie di fenomeni di alterazione ed erosione influendo sulla morfologia del rilievo.
Tale rilievo calcareo è disposto circa N-S ed è articolato in due principali crinali paralleli: quello del Monte Bruceto-Le Grepole ad ovest, e quello Le Pianette-Monte Spazzavento più ad Est (fig. 2.8).
Fig. 2.8 Evidenziati in rosso i due principali allineamenti N-S che seguono i crinali di Monte Bruceto - Le Grepole e Le Pianette – Monte Spazzavento.
Il Monte di Vecchiano, una volta emerso è stato modellato in superficie dalle acque meteoriche e in profondità da quelle ipogee.
Tutta la zona costituita da calcari è interessata dal carsismo:
doline di forma sub circolare con accumuli di terra rossa, inghiottitoi, campi carreggiati, creste aguzze e grotte sviluppate in corrispondenza di fratture e faglie pre-esistenti (Mazzanti, 1988) con direzione SE-NW.
All'interno di queste cavità sono stati ritrovati clasti i cui litotipi sono riconducibili alle formazioni della Falda Toscana (Calcare Massiccio,
Calcare selcifero e Macigno) e della successione ligure (Calcare a palombini).
In particolare nelle grotte delle cave del Monte Spazzavento e S. Maria in Castello si ritrovano ciottoli sfaccettati o addirittura a “piastrella” attribuibili al Pliocene inferiore-medio e resti di faune marine del Wurm III (Tavani, 1951) che indicano la vicinanza di un ambiente marino costiero.
In seguito al ritrovamento a S. Giuliano Terme di un blocco di calcare selcifero contenente fauna a molluschi del Pliocene inferiore-medio, è stata confermata la presenza di una linea di riva relativa ad una fase regressiva pliocenica e ad oggi sepolta da 30 metri di depositi alluvionali olocenici. Inoltre secondo Federici et al., 1990 all'interno delle brecce contenute nelle cavità carsiche si ritrovano avanzi di pasti di uccelli marini che riflettono un ambiente di costa alta sul mare pliocenico.
Questa ipotesi assieme a quella avanzata da Tavani (1951) secondo cui la spianata dei Monti d'Oltre Serchio rappresenta il residuo di una superficie di abrasione marina ha portato a ricostruire un modello paleogeografico dell'area dove gli eventi hanno seguito la seguente cronologia:
nel Pliocene inferiore-medio la porzione meridionale dei Monti d'Oltre Serchio costituiva un'area sommersa e prossima al mare.
A partire dal Pliocene medio si ha il sollevamento e la regressione marina con il riempimento delle cavità carsiche e tettoniche da parte dei sedimenti pliocenici marini. Tra il Pliocene medio e Pleistocene superiore si instaura il regime distensivo verso la pianura pisano-versiliese (fig. 2.9) caratterizzata dalle faglie dirette i cui rigetti decametrici sono ben visibili sul profilo del Monte Spazzavento.
Fig. 2.9 Evoluzione delle fasi distensive plio-pleistoceniche (2, 3, 4) e formazione ad Ovest della pianura di Pisa (3, 4, 5) (Mazzanti,1988).
Durante questo periodo fino al Quaternario pre/sin Wurm (D'Amato & Nardi, 1993), si verifica anche lo sprofondamento della linea di riva pliocenica presso S. Giuliano Terme.
2.5 Inquadramento geologico strutturale della Cava
Nel contesto di un ambiente paleogeografico marino di costa alta (Federici & Mazzanti, 1988), si può facilmente comprendere come ad oggi, in seguito all'attività antropica, si è giunti ad ottenere la morfologia ripida dei versanti che caratterizza i Monti d'Oltre Serchio.
Dalle fotografie che ritraggono i monti a ridosso del paese di Vecchiano agli inizi del XX secolo (fig. 2.10), si nota che pur se le superfici del fronte mostrano un minor impatto visivo rispetto allo stato attuale, esiste un notevole salto di pendenza con superfici rocciose prive di vegetazione ed in parte corrispondenti ai principali specchi di faglia.
Fig. 2.10 Cartolina che ritrae la rupe del santuario di S.Maria in Castello di Vecchiano all'inizio del XX secolo.
Nella cava oggetto di questo studio, situata al disotto del santuario di S.Maria in Castello, sono ancora visibili i piani che rappresentano gli specchi delle faglie a componente normale con direzione circa NW-SE risultanti dalla già citata fase distensiva plio-pleistocenica.
Nella cava, come visibile anche dalle fotografie aeree, sono visibili 2 sistemi di faglie dirette (fig. 2.11):
Fig. 2.11 Dalla fotografia aerea sono evidenziati in rosso gli allineamenti dei due principali sistemi di faglie dirette che interessano la cava.
il primo con direzione N 100 ed immersione 80 S-SW visibile nella porzione inferiore della cava (fig. 2.12a),
il secondo con direzione N 120 ed immersione 85 S-SW che attraversa la parte più alta della cava (fig. 2.12b).
Fig. 2.12a Specchio di faglia diretta con giacitura N 100/80 SW (Strike/Dip)
Fig. 2.12b Specchi di faglia diretta con giacitura media N 120/85 SW (Strike/Dip)
In seguito all'attività estrattiva sono state asportate le porzioni ribassate che costituivano il tetto della faglia, quindi non è possibile stimare direttamente il rigetto, ma dal confronto con gli analoghi sistemi distensivi del Monte Spazzavento assumerebbero carattere decametrico.
Da un'analisi mesostrutturale dell'area, non sono state individuate cataclasiti o brecce di frizione sulle superfici di faglia.
Sulle suddette superfici sono invece evidenti le incrostazioni carbonatiche, alcune delle quali di forma colonnare sono riferibili a stalattiti e speleotemi relitti dovuti ai fenomeni carsici che hanno caratterizzato l'area (fig. 2.13).
Fig. 2.13 Concrezioni calcaree e stalattiti formate sulla superficie di uno specchio di faglia.
Questo lascia supporre che tali superfici tettoniche originate siano state interessate dal carsismo durante o poco dopo il Wurm (D'Amato & Nardi, 1993).
Nel Pleistocene wurmiano le acque sature in carbonati sono infatti entrate nella fessura creata dalla faglia dando luogo alle precipitazioni calcaree attualmente scoperte con l'attività estrattiva.
Le due faglie rilevate nella cava concordano con il sistema orientato NW-SE immergente a SW che borda l'insieme della porzione meridionale dei Monti D'Oltre Serchio.
accennato, l'area è collocata nel fianco occidentale di una piega monoclinale chilometrica che immerge ad Ovest (fig. 2.14), ma non presenta strutture plicative evidenti alla mesoscala, anche per l'aspetto massivo caratteristico del calcare massiccio.
Fig. 2.14 Estratto della sezione geologica n. 7 della carta geologica 1:25000 denominata Geologia della zona nord occidentale del Monte Pisano e dei Monti d'Oltre Serchio (Giannini & Nardi, 1965).
