Geologia della bassa Valle del Golo.
4.1 Introduzione. La bassa Valle del Golo rappresenta uno dei migliori settori per l’osservazione e lo studio della geologia della Corsica Alpina (fig.4.1). Con un’orientazione media N 75, la Valle del Golo (l’aggettivo bassa sarà in seguito omesso, considerando implicito, in questa tesi, tale riferimento geografico) rappresenta una sezione geologica naturale attraverso la catena alpina corsa che permette di osservare, lungo un percorso di circa 30 km, tutte le maggiori unità tettoniche degli Schistes Lustrés s.l., da quelle orientali (interne) in posizione strutturale inferiore, fino a quelle occidentali (esterne) in posizione strutturale superiore. Il settore occidentale comprende, inoltre, le unità continentali parautoctone del Massiccio Cristallino del Tenda e di Caporalino‐Pedani. In aggiunta a questo, elevato rilievo topografico che caratterizza i suoi versanti (nell’area studiata la cima del Monte Quercitello di m 1245 dista appena 3,5 km dal fondovalle di m 170) favorisce la buona esposizione e la continuità degli affioramenti.La struttura generale della valle è definita da un impilamento complesso di falde deformato da pieghe a scala ragionale con orientazione Nord‐Sud sviluppate in associazione agli eventi tettonici del Miocene (es. DURAND‐DELGA, 1984; JOLIVET et al., 1990, 1991). Da Est verso Ovest e dalle posizioni strutturali inferiori a quelle superiori, sono presenti (fig. 4.2): a) le unità dell’Insieme Oceanico Inferiore (IOI), b) le unità continentali\oceaniche di transizione, c) le unità dell’Insieme Oceanico Superiore (IOS). La parte orientale della valle attraversa quasi ortogonalmente la porzione settentrionale del duomo, allungato in direzione Nord‐Sud, della Castagniccia. Il fianco occidentale di questa struttura è definito da una spessa (≈500 m) monoclinale di metabasalti immergente ad Ovest che interseca la valle presso Cima a Torra. Questi metabasalti fanno parte di una lunga dorsale ofiolitica definita dai maggiori rilievi della Corsica Alpina [Punta di a Mazza (m 1041); Monte San Petrone (m 1767); Punta de Caldane (m 1724); Monte Negrine (m 1133) (Cervione)] che, estendendosi per circa 50 km, rappresenta il limite del nucleo povero in ofioliti del duomo della Castagniccia.
Fig. 4.1: Area di studio (leggermente modificato da: MARRONI e PANDOLFI, 2003).
Ad Ovest di questa dorsale, in posizione strutturale superiore, sono presenti le unità di transizione, composte da gneiss continentali ed ofioliti con le relative coperture metasedimentarie. Questa unità sono disposte approssimativamente in direzione Nord‐ Sud. Verso Ovest seguono, in sovrapposizione, le unità dell’Insieme Oceanico Superiore, caratterizzate da un basamento ofiolitico e dalla relativa copertura metasedimentaria oceanica. Nella parte occidentale della valle queste unità sono sovrapposte al Massiccio Cristallino del Tenda s.l., che termina a Nord del Golo con una struttura periclinale, e all’unità Caporalino–Pedani, che appare in finestra tettonica a Sud del medesimo fiume. Ancora più ad Ovest, dove il Golo assume un corso Nord‐Sud, le unità dell’Insieme Oceanico Superiore sono in contatto con l’Unità Pineto (unità appartenente al gruppo delle unità superiori: Balagne, Nebbio, Rio Magno).
Fig. 4. 2: Sezione geologica schem atica della V alle del Golo. La posi zione di qu est a sezion e n ell’ area di st u d io è in dica ta dalla traccia riport at a sullo schem a st ru tt u rale di fig. 4. 4. Legen d a: US D : uni tà di Serra Debbion e; ULC : unità Len to ‐Ca sa luna ; UC M : un ità Cam p it ello ‐Mo rosaglia; UMFV : uni tà Morteda ‐Fari n o le ‐Vo lp aj o la ; UML : un it à Mandriale ‐La v as ina . R id is eg n at o e m o d if ic at o d a: D U R A ND ‐D E LG A , 1978.
4.2 Le unità tettoniche della Valle del Golo. 4.2.1 Revisione bibliografica.
La prima descrizione “moderna” (ovvero posteriore alla teoria della tettonica delle placche) dedicata alla geologia della Valle del Golo, dopo la tesi di dottorato di M. Sauvage‐Rosenberg (1977), è quella scritta da R. Delcey per la guida geologica della Corsica (DELCEY, in DURAND‐DELGA, 1978, p. 50‐57). Questo autore riconosce la sovrapposizione tettonica di tre insiemi di ordine maggiore, allungati approssimativamente in direzione Nord–Sud e corrispondenti dall’alto al basso e da Ovest ad Est a:
a) L’unità degli “Schistes Lustrés superiori”, costituita da ofioliti metamorfiche e dalla
relativa copertura metasedimentaria, equivalente alla porzione inferiore della successione dell’Inzecca. Questa unità occupa pressappoco il settore compreso fra la confluenza dei fiumi Asco e Golo e la località Bertalogna (strada N 193, circa 2 km a Nord‐Est di Ponte Novu)
b) Una zona molto deformata, compresa fra Bertalogna e Cima a Torra (strada N 193),
nella quale sono ripetute, attraverso delle pieghe isoclinali, l’unità degli “Schistes Lustrés superiori” e quella degli “Schistes Lustrés inferiori”. Questa ultima è qui rappresentata, secondo R. Delcey, dalle successioni di Santo Pietro di Tenda e della Castagniccia e comprende due unità di gneiss. La prima, più alta, affiora a Sud‐ Ovest del paese di Campitello e prosegue, in direzione Sud fino al Golo e in direzione Nord‐Est, oltre la valle, verso l’unità gneissica di Oletta, a cui è correlabile. La seconda affiora ad Ovest di Volpajola e prosegue in direzione Sud‐ Ovest fino al Golo, dove è esposta presso Accendi Pipa.
c) L’unità degli “Schistes Lustrés inferiori”, rappresentata principalmente dalla
successione della Castagniccia con associati, ai limiti occidentali e orientali dell’unità, i termini metasedimentari e le prasiniti della successione di Santo Pietro di Tenda. Questa unità occupa il settore compreso tra Cima a Torra e Casamozza e costituisce la porzione settentrionale del duomo della Castagniccia.
Secondo R. Delcey, che fornisce una sintetica interpretazione strutturale, la geometria attuale degli Schistes Lustrés s.l. nella Valle del Golo è il risultato di almeno tre fasi deformative. La prima fase, contemporanea del metamorfismo di AP/BT, è responsabile dello sviluppo della foliazione principale e della sovrapposizione delle unità tettoniche maggiori. L’autore non esclude tuttavia la duplice possibilità di attribuire l’impilamento tettonico ad una fase precoce, pre‐metamorfismo AP/BT, oppure al concorso di questa e della prima fase, sin‐metamorfica. La seconda fase è responsabile del piegamento isoclinale che caratterizza quasi tutte le litologie e i contatti tettonici maggiori tra gli “Schistes Lustrés superiori” e gli Schistes Lustrés inferiori”. Alla terza fase è
attribuito lo sviluppo del grande duomo della Castagniccia che caratterizza l’unità degli “Schistes Lustrés inferiori” fra Cima a Torra e Casamozza.
Gli studi condotti negli anni successivi dai geologi francesi (es. DURAND‐DELGA, 1984; LAHONDÈRE e CABY, 1989; LAHONDÈRE, 1996; LAHONDÈRE e GUERROT, 1997) e soprattutto i lavori di rilevamento geologico intrapresi per la realizzazione delle carte geologiche 1:50˙000 dei fogli Corte (ROSSI et al., 1994) e Santo Pietro di Tenda (ROSSI et al., 2001) hanno messo in evidenza l’esistenza, nel area studiata, di un insieme di unità tettoniche di ordine minore, allungate, a scala cartografica, in direzione Nord‐Sud e sovrapposte o giustapposte da Ovest verso Est. Purtroppo né limiti né il contenuto di queste unità sono ben definiti. La maggioranza delle unità rappresentano, infatti, il prolungamento di unità definite in altri settori della Corsica Alpina. Inoltre, poiché il tratto occidentale della valle, da Ponte Leccia a Ponte Novu, coincide grossolanamente con il limite fra le carte geologiche dei fogli Corte e Santo Pietro di Tenda, può verificarsi che unità corrispondenti, definite nei due fogli non si raccordino o abbiano nomi diversi. Nonostante questi aspetti, un importante risultato per la geologia della Valle del Golo, derivante principalmente dalla compilazione della carta geologica del foglio Santo Pietro di Tenda, è rappresentato dalla ripartizione delle unità tettoniche riconosciute negli insiemi di ordine maggiore (Unità Oceaniche, Unità di transizione, cfr. cap. 3) che definiscono sia la posizione strutturale delle unità nella catena, sia le loro diverse caratteristiche litologiche e metamorfiche.
Nella Valle del Golo, la struttura a scala cartografica degli Schistes Lustrés s.l. è definita dalla sovrapposizione dal basso verso l’alto e da Est verso Ovest dei seguenti insiemi di unità:
1. Insieme Oceanico Inferiore (IOI) 2. Unità di transizione
3. Insieme Oceanico Superiore (IOS)
Questi insiemi formano tre grandi bande allungate in direzione Nord‐Sud che proseguono all’esterno della valle. I loro limiti corrispondono quasi esattamente a quelli delle unità definite da R. Delcey (tab. 4.3). L’Insieme Oceanico Superiore e Inferiore sono paragonabili alle unità degli “Schistes Lustrés superiori” e “inferiori” rispettivamente. La zona nella quale si ripetono le unità degli “Schistes Lustrés superiori” e degli “Schistes Lustrés inferiori” corrisponde, circa, alle Unità di transizione e alla parte Nord‐orientale dell’Insieme Oceanico Superiore. Inoltre, nel settore occidentale delle valle, sono esposte due unità di ordine maggiore non appartenenti alla Falda degli Schistes Lustrés: il Massiccio Cristallino del Tenda e l’unità Caporalino‐Pedani.
Ovest (alto) Est (basso)
DELCEY, 1978 Schistes Lustrés Superiori Schistes Lustrés Sup.+Inf. Schistes Lustrés Inferiori ROSSI et al., 1994;
2001 Oceanico Superiore Insieme di transizione Unita’ Insieme Oceanico Inferiore Tab. 4.3
4.2.2 Le unità tettoniche nell’area di studio.
Nel seguito sarà data una descrizione schematica del contenuto e dei limiti delle unità tettoniche che compongono i tre insiemi degli Schistes Lustrés nell’area studiata (fig.4.4). Le unità saranno descritte in ordine, da quelle occidentali (esterne) a quelle orientali (interne).
L’unità più occidentale è rappresentata dall’unità Ligure Inferiore. Questa unità, costituita principalmente da un basamento ofiolitico, è sovrapposta al fianco orientale e meridionale della terminazione periclinale del Tenda s.l..
Fra le ofioliti dell’Unità Ligure Inferiore e la parte occidentale della terminazione del Tenda s.l è interposta la Scaglia di Falconaia. Interpretata in passato come un frammento della Falda della Balagne (BRONDIJK, 1954; DURAND‐DELGA, 1978), oggi la Scaglia di Falconaia è considerata il prolungamento settentrionale dell’unità Santa Lucia (DURAND‐DELGA, 1984; ROSSI et al., 2001). È composta, dal basso all’alto, da: a) un basamento di orthogneiss, b) un metaconglomerato scistoso seguito da un flysch calcareo metamorfico. Questi ultimi due termini sono correlati, rispettivamente, al Conglomerato di Tomboni (Cretaceo “medio”?) e alla Formazione di Tralonca (Cretaceo superiore) dell’unità Santa Lucia (DURAND‐DELGA, 1984; ROSSI et al., 2001).
In posizione strutturale superiore e situata ad Est rispetto alle unità precedenti è presente l’unità Lento, (LAHONDÈRE, 1996), corrispondente all’unità Casaluna definita da Rossi et al. (1994) a Sud del Golo. Queste unità, considerate in questa tesi come unità Lento‐Casaluna, sono composte da un basamento ofiolitico frammentato e da una copertura metasedimentaria equivalente alla successione dell’Inzecca, di cui, la Formazione d’Erbajolo è, nella Valle del Golo, il termine meglio sviluppato. Secondo lo schema strutturale allegato alle note illustrative del foglio Corte (ROSSI et al., 1994), il massiccio delle peridotiti serpentinitiche di Serra Debbione, situato nella porzione sud‐ occidentale dell’area studiata, dovrebbe essere incluso nell’unità Casaluna. D. Ohnenstetter e M. Ohnenstetter ritengono invece che tale massiccio abbia una posizione strutturale comparabile a quella del massiccio del Pineto (unità appartenente al gruppo delle unità superiori: Balagne, Nebbio, Rio Magno) con il quale confina ad Ovest, e avanzano l’ipotesi che questi due massicci abbiano condiviso la stessa evoluzione
strutturale (OHNENSTETTER e OHNENSTETTER in ROSSI et al., 1994). In questa tesi, come sarà spiegato nel capitolo 6, si ritiene che le peridotiti serpentinitiche di Serra Debbione costituiscono un’unità indipendente, sovrapposta all’unità Lento‐Casaluna verso Est, e all’unità Ligure Inferiore verso Nord. Fig. 4 : Sc he ma te tto ni co dell’ area rilev at a.
In posizione strutturale superiore rispetto alle unità Ligure Inferiore e Lento‐ Casaluna è presente, nel versante settentrionale della valle, l’unità a trondhjemiti (ROSSI
et al., 2001). Questa unità è rappresentata da un importante massiccio di peridotiti
serpentinitiche che culmina a cima di Raghia Buia (limite settentrionale dell’area di studio).
Ad Est dell’unità Lento‐Casaluna, in posizione strutturale inferiore, è presente l’unità Campitello (LAHONDÈRE e CABY, 1989), corrispondente all’unità Morosaglia definita da Rossi et al. (1994) a Sud del Golo. L’unità Campitello, che rappresenta una delle Unità di transizione, è costituita da un’associazione di orthogneiss continentali e ofioliti metamorfiche con la relativa copertura metasedimentaria. Questa unità forma una banda che da Bocca di a Fuata, al limite settentrionale della Valle del Golo, passa per il paese di Campitello e prosegue in direzione SSW oltre il Golo, dove si raccorda con l’unità Morosaglia.
Fra l’unità Campitello‐Morosaglia e la soprastante unità Lento‐Casaluna è inserita, nel versante settentrionale della valle, la terminazione meridionale dell’unità
Vallecalle‐Popa (ROSSI et al., 2001), che ha il suo massimo sviluppo più a Nord, all’esterno della Valle del Golo. Nell’area studiata questa unità, anch’essa appartenente alle Unità di transizione, è rappresentata da una massa di metabasalti e metagabbri allungata in direzione Nord‐Sud, che, dalla cima di Pietrapolo, situata al limite Nord della valle, termina, assottigliandosi progressivamente, in prossimità del Golo. La porzione affiorante presso Pietrapolo è in diretto contatto con il soprastante massiccio serpentinitico di Raghia Buia (Unità a trondhijemiti). Il limite fra queste due unità passa per la sella di Col de Bigorno che separa il massiccio di Raghia Buia, ad Ovest, dalla cima di Pietrapolo, ad Est. In prossimità del Golo, l’unità Lento e quella di Campitello sono in diretto contatto.
Situata ad Est e in posizione inferiore rispetto all’unità Campitello è presente l’unità Cima di Tanoria (ROSSI et al., 2001), appartenente all’insieme delle Unità di transizione. Questa unità è composta da peridotiti serpentinitiche intruse da un complesso di metagabbri. Il limite fra quest’unità e quella di Campitello passa per la sella di Bocca di a Fuata, situata ad Ovest di Cima di Tanoria, e prosegue verso Sud attraversando Campitello.
L’unità Cima di Tanoria termina a Nord del Golo, lasciando il posto alla sottostante unità Morteda–Farinole–Volpajola (MFV) (LAHONDÈRE, 1988; LAHONDÈRE e LAHONDÈRE 1988; LAHONDÈRE, 1996; LAHONDÈRE e CABY, 1989). In posizione strutturale inferiore rispetto all’unità Campitello‐Morosaglia, con cui è in diretto contatto dalla terminazione dell’unità Cima di Tanoria, l’unità MFV è la più bassa fra le Unità di transizione. È composta da un basamento ofiolitico e dalla relativa copertura metasedimentaria che include dei paragneiss derivanti da sedimenti di origine continentale. L’unità MFV affiora a Nord del Golo fra Accendi Pipa e Casa Calabrese
(strada N 193) e prosegue verso Sud nel versante meridionale della valle, passando per il borgo di Espaco.
L’unità più orientale e in posizione strutturale inferiore è rappresentata dall’unità
Mandriale–Lavasina (LAHONDERE e LAHONDÈRE 1988) e dal suo equivalente meridionale, l’unità San Petrone–Punta di a Mazza (ROSSI et al.,1994). L’unità Mandriale–Lavasina è la più elevata e la più occidentale delle unità dell’Insieme Oceanico Inferiore. È rappresentata da una spessa (≈500 m) monoclinale di metabasalti che definisce, lungo il limite orientale dell’area studiata, la dorsale Nord‐Sud di Monte Castellare–Punta di a Mazza e limita, ad Ovest, la soprastante Unità MFV. Questa dorsale ofiolitica, che costituisce un elemento geomorfologico e strutturale di primo ordine della Corsica Alpina, prosegue verso Sud attraverso la catena montuosa di Monte Compoli‐Monte San Petrone‐Punta de Caldane‐Monte Negrine (Cervione) definendo a scala regionale i fianchi che limitano il nucleo povero in ofioliti del duomo della Castagniccia (cfr par. 2.2).
I rapporti geometrici fra le unità sopra descritte sono riassunti nello schema seguente:
Ovest (alto) Est (basso)
INSIEME OCEANICO SUPERIORE UNITA’ OCEANICHE DI TRANSIZIONE INSIEME OCEANICO INFERIORE
alto Massiccio di Serra Debbione Unità Vallecallle-Popa Unità Mandriale-Lavasina
Unità a Trondhjemiti Unità Campitello-Morosaglia
Unità di Lento-Casaluna Unità Cima di Tanoria
basso Unità Ligure Inferiore Unità Morteda-Farinole-Volpajola
4.3 Litostratigrafia.
La complessità strutturale che caratterizza le unità tettoniche della Valle del Golo si riflette sulla loro organizzazione litostratigrafica attuale. La sovrapposizione delle deformazioni connesse ai maggiori eventi geodinamici del ciclo alpino è responsabile della frammentazione delle successioni stratigrafiche e della associazione anomala di alcuni litotipi (es.: ofioliti e ortogneiss continentali di Campitello). Le successioni litostratigrafiche originarie, ipotetiche, sono ricostruibili, per ogni unità tettonica, attraverso l’integrazione di successioni parziali affioranti in zone diverse.
La litostratigrafia di ogni unità (fig. 4.5) sarà descritta seguendo l’ordine strutturale e la posizione geografica in cui tali unità sono disposte, partendo da quelle più orientali e/o in posizione strutturale inferiore, fino a quelle occidentali e/o in posizione strutturale superiore. Il Massiccio Cristallino del Tenda s.l. e la Scaglia di Falconaia, indipendentemente dalla collocazione geografica, saranno analizzati per primi perché
rappresentano unità parautoctone continentali situate in posizione strutturale inferiore rispetto alla Falda degli Schistes Lustrés. Per ogni unità saranno presentate soltanto le litologie affioranti nell’area studiata.
Fig. 4.5: Sezioni litostratigrafiche schematiche e rapporti geometrici delle unità tettoniche presenti nell’area di
studio. Abbreviazioni: MCT=Massiccio Cristallino del Tenda; SF=Scaglia di Falconaia; ULI=unità Ligure Inferiore; UT=unità a Trondhjemiti; ULC=unità Lento‐Casaluna; UVP=unità Vallecalle‐Popa; UCM=unità Campitello‐Morosaglia; UCT=unità Cima di Tanoria; UMFV=unità Morteda‐Farinole‐Volpajola; UML=unità Mandriale‐Lavasina. MGR=Metagranitoidi; COR=Cornubianti e rocce metamorfiche pre‐erciniche indifferenziate; MCG=Metaconglomerati QSC=Quarziti e scisti; FLY=Flysch carbonatico metamorfico; OGN=Orthogneiss; OPH=Ofioliti s.l.; P=Metaperidotiti; B=Metabasalti; MB=Metabrecce ofiolitiche; MR=Metaradiolariti; MC=Metacalcari; FE=Formazione d’Erbajolo; CS=Calcescisti; GN=Paragneiss;
4.3.1 Massiccio Cristallino del Tenda.
Nell’area studiata, il Massiccio Cristallino del Tenda s.l. è rappresentato da granitoidi ercinici a carattere calcalcalino orogenico e dalle relative rocce incassanti che costituivano il basamento paleozoico pre‐ercinico. Queste ultime sono suddivisibili in due gruppi, dal basso all’alto (fig. 4.6): a) Cornubianiti e rocce metamorfiche indifferenziate. Si tratta di scisti e filladi di colore nero‐ marrone, fratturati e alterati, privi di qualsiasi relitto di struttura primaria. Queste rocce rappresentano il prodotto del metamorfismo di contatto connesso alla messa Fig. 4.6: Sezione litostratigrafica schematica del Massiccio Cristallino del Tenda. Abbreviazioni come in fig. 4.5. in posto dei plutoni granitoidi del batolite ercinico corso. Corrispondono alle roches
brunes dei vecchi autori. Costituiscono una fascia di spessore variabile (fino a
qualche centinaio di metri) che limita la terminazione meridionale periclinale del Massiccio Cristallino del Tenda s.s..
b) Scisti e metaconglomerati della Fontana d’Olmiccia. In contatto con il termine precedente,
sono presenti dei metaconglomerati con clasti deformati di quarzo, seguiti verso l’alto da una successione di quarziti foliate e scisti di colore bianco‐verde chiaro. I metaconglomerati, che occupano circa 10 m di spessore, sono correlabili al Conglomerato di Monte Martinu (Argentella, Corsica Occidentale) e, come questo, sono attribuibili al Ordoviciano superiore (ROSSI et al., 2001; BARCA et al., 1996). Le quarziti foliate e gli scisti soprastanti, la cui granulometria decresce verso l’alto, sono tentativamente attribuibili, per correlazione con litotipi analoghi della sequenza di Galeria (Corsica Occidentale), all’Ordoviciano superiore‐Siluriano (ROSSI et al., 2001; BARCA et al., 1996).
Le rocce granitoidi erciniche sono rappresentate da:
a) Leucomonzograniti e metaleucomonzograniti. Queste rocce fanno parte dell’associazione
plutonica calcalcalina di età Carbonifero superiore‐Permiano inferiore rappresentativa del magmatismo orogenico ercinico. Si tratta di leucomonzograniti
e metaleucomonzograniti (ROSSI et al., 2001) a grana medio‐grossa, di colore bianco‐verde o, meno frequente, bianco‐rosa, caratterizzati da una foliazione tettonica eterogeneamente sviluppata. Sono composti da quarzo + feldspato alcalino + plagioclasio (albite‐oligoclasio) ± biotite + magnetite + ematite + apatite + zircone ± titanite (ROSSI et al., 2001). Gli studi geocronologici condotti su queste rocce hanno fornito due datazioni simili fra loro. La prima, pari a 280 ± 8 Ma, è un’età media ottenuta per evaporazione del piombo su zirconi di un leucomonzogranito raccolto a Monte Rossi (ROSSI et al., 1993). La seconda, pari a 286,5 ± 3,9 Ma, è stata ottenuta con il metodo U‐Pb (SHRIMP) applicato agli zirconi di un leucomonzogranito raccolto a Pinzu Modeni (Est di Petra Moneta) (ROSSI et
al., 2001).
4.3.2 Scaglia di Falconaia.
La Scaglia di Falconaia, che occupa uno spazio relativamente ridotto (circa 4 km2), è composta da un basamento cristallino e da una copertura metasedimentaria di origine continentale. Dal basso all’alto (fig. 4.7): Fig. 4.7: Sezione litostratigrafica schematica della Scaglia di Falconaia. Abbreviazioni come in fig. 4.5. a) Orthogneiss. Gli orthogneiss costituiscono una barra di circa 200 m di spessore e 2 km
di lunghezza. Si tratta di rocce di colore verde chiaro, a grana media o fine, caratterizzate da un’alternanza regolare di liste millimetriche di quarzo e feldspato e lamine fillosilicatiche ricche in clorite.
b) Metaconglomerati e scisti. Questo termine ha uno spessore (apparente, a causa delle
deformazioni) variabile da 200 a 300 m. I metaconglomerati, nettamente prevalenti rispetto agli scisti, occupano la porzione inferiore e sono in contatto stratigrafico con i sottostanti orthogneiss. Sono caratterizzati da una matrice scistosa di colore verde‐azzurro con riflessi argentei nella quale sono dispersi dei blocchi deformati di rocce granitoidi (fig. 4.8) e delle intercalazioni metacalcaree. I blocchi granitoidi, di colore bianco, hanno dimensioni centi‐decimetriche e forme più o meno arrotondate e appiattite parallelamente alla foliazione principale. Le intercalazioni
di metacalcare, di colore bianco‐rosa, costituiscono delle lenti o delle bande discontinue di spessore centi‐decimetrico. Verso l’alto i metaconglomerati passano ad un’alternanza irregolare di calcescisti e metapeliti ad intercalazioni metacalcaree lentiformi. Delle lame di metabasalti prasinitici, di spessore metrico o plurimetrico, sono associate tettonicamente a tutti questi litotipi. Fig. 4.8: Porfiroclasto granitoide incluso nella matrice scistosa del metaconglomerato della Scaglia di Falconaia. Località: strada D 105, Capannola. 4.3.3 Unità Mandriale-Lavasina.
L’unità Mandriale‐Lavasina (IOI) è rappresentata da una spessa barra di metabasalti (qualche centinaio di metri) che forma la dorsale di Punta di a Mazza‐Monte Castellare. I metabasalti sono qui caratterizzati da un’alternanza irregolare di liste di colore giallo‐verde ricche in pistacite e actinolite e di bande di colore grigio‐blu‐verde a struttura “prasinitica” ricche in ocelli di albite. La foliazione è molto ben sviluppata. Le strutture primarie non sono riconoscibili.
4.3.4 Unità Morteda–Farinole–Volpajola.
L’unità Morteda–Farinole–Volpajola è composta da un basamento ofiolitico e da una copertura metasedimentaria nella quale sono intercalati degli gneiss derivanti da sedimenti di origine continentale (LAHONDÈRE e CABY, 1989; LAHONDÈRE e GUERROT, 1997) (fig. 4.9). Questa unità si distingue dalle unità confinanti (unità Campitello– Morosaglia in alto, unità Mandriale–Lavasina in basso) per la presenza di associazioni mineralogiche in facies eclogitica. La successione litostratigrafica seguente è stata ricostruita facendo riferimento alla sequenza di litologie affioranti sul versante
settentrionale della Valle del Golo, nel settore grossolanamente compreso fra Accendi Pipa e Casa Calabrese e limitato a Nord dal contatto tettonico con la soprastante Unità Cima di Tanoria. Il basamento ofiolitico è composto, dal basso all’alto, da:
a) Metaperidotiti. Le metaperidotiti dell’unità MFV sono simili a quelle dell’ unità Cima di
Tanoria. Le strutture primarie sono irriconoscibili. A Cima a Torra sono caratterizzate da una foliazione ben sviluppata e dalla presenza di magnetite. Fig. 4.9: Sezione litostratigrafica schematica dell’unità Morteda‐Farinole‐Volapjola. Abbreviazioni come in fig. 4.5. b) Metagabbri e metabasalti. Le strutture, le tessiture e la composizione primaria di queste
rocce sono completamente cancellate dagli effetti del metamorfismo e delle deformazioni. Si tratta di metabasiti fortemente foliate, di colore variabile dal nero al verde, tipicamente caratterizzate da un evidente compositional layering di differenziazione metamorfica in cui spiccano dei livelli giallo‐verdi sub‐ centimetrici ricchi in epidoto (fig. 4.11). Per la distinzione sul terreno fra metabasalti e metagabbri si è considerata la grana media dei litotipi. Tuttavia deve essere tenuto presente che i caratteri tessiturali attuali di queste rocce riflettono maggiormente i processi di ricristallizzazione e differenziazione metamorfica piuttosto che i processi di cristallizzazione magmatica. L’osservazione in sezione sottile di un campione di metagabbro (campione 24/10‐2) ha permesso di definire la seguente composizione mineralogica: anfibolo sodico, mica bianca, clinopirosseno, quarzo, epidoto, lawsonite, clorite, granato, rutilo e ilmenite. Le condizioni del metamorfismo eclogitico subito da queste metabasiti sono state ricavate da Lahondère (1996) attraverso lo studio dello scambio Fe²⁺‐Mg nelle coppie onfacite‐granato. I dati P‐T ottenuti sono di 1,3 Gpa e 455 ± 35°C. I rapporti primari fra metaperidotiti, metagabbri, e metabasalti sono difficilmente valutabili causa delle deformazioni. I metabasalti costituiscono generalmente delle lenti plurimetriche in contatto con le metaperidotiti. Presso Casa Calabrese, fra le metaperidotiti e i soprastanti metabasalti è presente un livello spesso ≈1,5 m
costituito da calcescisti a miche bianche. I metagabbri appaiono come corpi deformati inclusi nelle metaperidotiti.
La copertura metasedimentaria delle ofioliti è costituita, dal basso all’alto, da:
a) Quarziti. Le quarziti affiorano principalmente presso Casa Calabrese dove formano
una barra di spessore decametrico che sormonta stratigraficamente un livello decametrico di metabasalti. Si tratta di rocce di colore generalmente bianco con riflessi verdi‐blu chiari, caratterizzate dalla presenza di diverse generazioni di pieghe (fra cui delle sheat folds) e da una foliazione principale ben definita. Sono composte da strati centimetrici o sub‐centimetrici di quarzo ricristallizzato, alternati a lamine più o meno continue di miche bianche (fengite) a grana media. L’esame di un campione in sezione sottile (campione 6/10‐1) ha rivelato, oltre a queste fasi minerali fondamentali, la presenza in quantità minori di granato, epidoto, lawsonite, minerali opachi (probabilmente ilmenite), clorite e idrossidi di alterazione. Localmente le quarziti sono caratterizzate da livelli manganesiferi di colore violaceo ricchi in piemontite, spessartina e glaucofane (ROSSI et al., 2001; MARRONI, 2004;). Per la posizione stratigrafica occupata e per la presenza di tali livelli ricchi in manganese, le quarziti sono interpretabili come il prodotto del metamorfismo e delle deformazioni di originarie radiolariti. La loro età sarebbe, in accordo alle età delle radiolariti delle ofioliti alpine, Giurassico medio‐Giurassico superiore.
b) Calcescisti. Questo termine, spesso diverse decine di metri, è costituito da marmi grigi
impuri e da calcescisti con intercalazioni di strati centi‐decimetrici di marmi grigi a grana media. I marmi mostrano una foliazione ben sviluppata definita da miche bianche a grana media. I calcescisti sono caratterizzati da liste centimetriche o sub‐ centimetriche di calcite e quarzo ricristallizzati separate da lamine discontinue di miche bianche. L’esame di due sezioni sottili (campioni 27/10‐3 e 27/10‐4) ha rivelato inoltre la presenza, in quantità minori, di clorite, minerali opachi e idrossidi di alterazione. Questi litotipi includono dei clasti deformati di rocce ofiolitiche (principalmente metabasiti) con dimensioni variabili, da millimetriche a decimetriche e forme da sub‐sferiche a lenticolari; queste ultime sono prevalentemente simmetriche e appiattite parallelamente alla foliazione principale (fig. 4.10). I calcescisti sono inoltre caratterizzati dalla presenza di intercalazioni metriche, allungate e boudinate, di metabasiti eclogitiche variabilmente interessate da una sovraimpronta metamorfica in facies scisti verdi di alto grado ad actinolite + albite + clorite + epidoto s.s. (MARRONI, 2004) (fig. 4.11). L’età di questo termine, tenendo conto della sua posizione stratigrafica, è, probabilmente, Giurassico superiore‐Cretaceo.
Fig. 4.10: Porfiroclasto basico con forma simmetrica
incluso nei calcescisti (indicato dalla freccia gialla). Località: presso Espaco
Fig. 4.11: Contatto fra i calcescisti (in alto) e una
metabasite (in basso) caratterizzata da una sovraimpronta metamorfica in facies scisti verdi. Nel
compositional layering che caratterizza questa roccia
sono evidenti gli strati gialli ricchi in albite ed epidoto. Località: Nord di Accendi Pipa.
c) Gneiss. Presso Accendi Pipa gli gneiss affiorano in due barre distinte [i) e ii)]
intrestratificate nei calcesciti sopra descritti. i) Gli gneiss della barra inferiore, spessa circa 10\15 m, sono costituiti da una matrice gneissica nella quale sono dispersi dei clasti deformati di rocce di origine varia, prevalentemente continentale: metarioliti, metagranitoidi, metacalcari dolomitici (fig. 4.12). La matrice ha un aspetto occhiadino‐nodulare (fig. 4.13) ed è composta da quarzo, albite, fengite, anfibolo blu, epidoto ± giadeite, granato, calcite, apatite, ematite e zircone (LAHONDÈRE e GUERROT, 1997). Tale matrice è caratterizzata da bande leucocratiche ricche in quarzo di spessore decimetrico (fig. 5.38). I clasti di rocce acide (metarioliti e metagranitoidi) hanno dimensioni variabili da centimetriche a decimetriche e forme più o meno arrotondate e asimmetriche. Composizionalmente questi clasti sono caratterizzati dall’associazione metamorfica di giadeite (molto vicina al termine puro), quarzo, albite, fengite e anfibolo blu (LAHONDÈRE e GUERROT, 1997; ROSSI et al., 2001). Le inclusioni metabasiche, di dimensioni centimetriche, hanno forme lenticolari appiattite parallelamente alla foliazione principale. Corrispondono ad onfacititi micacee ad anfibolo blu, titanite e apatite, oppure, subordinatamente, ad onfacititi a granato ed a glaucofaniti a
granato e lawsonite (ROSSI et al., 2001). I clasti di metacalcare dolomitico, meno abbondanti rispetto ai litotipi precedenti, hanno forme molto allungate e appiattite parallelamente alla foliazione principale e colori ocra o rosa. Il protolite di questi gneiss, la cui origine sedimentaria è testimoniata dall’abbondanza delle inclusioni descritte, è un’arcose conglomeratica (LAHONDÈRE e CABY, 1989; LAHONDÈRE e GUERROT, 1997; ROSSI et al., 2001; MARRONI, 2004). ii) La barra superiore, dello spessore di 10\15 m e separata da quella inferiore da ≈5 m di calcescisti scuri con intercalazioni stratoidi di serpentiniti e metabasiti, consiste in un banded gneiss con inclusioni metabasiche lenticolari di dimensioni metriche. Composizionalmente questo gneiss è caratterizzato da minerali tipici della facies eclogitica (granato + giadeite) preservati come clasti relitti immersi in una matrice di quarzo, fengite, glaucofane, albite, epidoto, clorite e calcite, tipica della facies scisti blu (MARRONI, 2004) Il passaggio ai soprastanti calcescisti è evidenziato da un orizzonte metabasico seguito da bande decimetriche di quarziti a glaucofane, lawsonite, granato e zircone (LAHONDÈRE e CABY, 1989). La ricchezza di grani molto arrotondati di zircone, indicativi di un’origine detritica, esclude che tali quarziti derivino da originarie radiolariti. L’origine di questo gneiss non è chiara, tuttavia la composizione mineralogica e la locale presenza di noduli fatti di quarzo, giadeite, fengite e glaucofane, simili a originari frammenti di rocce acide, suggeriscono un’arcose come protolite probabile (LAHONDÈRE e GUERROT, 1997). Lahondère e Guerrot (1997) hanno fornito una stima delle condizioni P‐T e una datazione radiometrica del metamorfismo eclogitico (cfr. cap. 3) subito da questo litotipo. Il campione analizzato da questi autori, raccolto in una porzione lenticolare preservata dalle trasformazioni del metamorfismo retrogrado, è una roccia a grana media composta da quarzo, clinopirosseno (giadeite variabilmente arricchita in molecole di aegirina), anfibolo blu (ferroglaucofane e crossite), mica bianca (paragonite), cloritoide (ferro‐cloritoide molto povero in Mn e Mg), granato (60\75 mol% almandino; 13\20 mol% grossularia; 7\20 mol% spessartina), ± clorite, minerali opachi, titanite, apatite e zircone. La coesistenza di queste fasi minerali indica condizioni P‐T prossime a 2 GPa e 480°C (LAHONDÈRE e GUERROT, 1997; LAHONDÈRE e ROSSI, in MARRONI, 2004). La temperatura ricavata è vicina a quella di 455 ± 35°C stimata per le vicine metabasiti eclogitiche sulla base dello scambio Fe²⁺‐Mg nelle coppie onfacite‐granato. L’età di cristallizzazione di questa paragenesi è stata determinata radiometricamente con il metodo Sm‐Nd applicato alla roccia totale e alle fasi minerali separate (granato, anfibolo e clinopirosseno) (cfr. cap. 3). I dati ottenuti definiscono un’isocrona a 83,8 ± 4,9 Ma (LAHONDÈRE e GUERROT, 1997) che rappresenta la prima età radiometrica del metamorfismo eclogitico della Corsica Alpina.
Fig. 4.12 Porfiroclasto granitoide leucocratico incluso nei paragneiss della barra inferiore. Località: Nord di Accendi Pipa. Fig. 4.13 Struttura “occhiadina” della matrice dei paragneiss risultante dalla presenza di frammenti di origine continentale: rioliti, granitoidi, calcari dolomitici. Località: Nord di Accendi Pipa.
4.3.5 Unità Cima di Tanoria.
L’unità Cima di Tanoria è rappresentata da un importante massiccio di metaperidotiti e metagabbri. Dal basso all’alto:
a) Metaperidotiti. Si tratta di peridotiti serpentinitiche ricche in magnetite (localmente
questo minerale è disseminato in cristalli euedrali millimetrici e la sua concertazione è sufficiente a deviare, in prossimità delle rocce, il campo magnetico di un angolo pari a ≈180°). Sono caratterizzate da una foliazione eterogeneamente distribuita.
b) Metagabbri. I metagabbri, di colore verde, presentano una struttura generalmente
isotropa e una grana media o, più frequentemente, grossa. Derivano dal metamorfismo AP/BT di originari Mg‐gabbri (ROSSI et al., 2001). La presenza di
enclaves eclogitiche è segnalata da Rossi et al, (2001). Queste rocce, che costituiscono
la culminazione del massiccio, (Punta di Teppa, m 1081; Cima di Tanoria, m 1224), possono essere considerate come rappresentative di un’originaria intrusione gabbroide nelle peridotiti mantelliche che caratterizzavano la litosfera del bacino oceanico Giurassico Ligure‐Piemontese.
4.3.6 Unità Campitello–Morosaglia.
L’unità Campitello–Morosaglia è costituita da un’associazione di litologie continentali (ortogneiss e dolomie) e oceaniche (ofioliti e calcescisti derivanti da sedimenti oceanici) (fig. 4.14). Saranno descritti per primi i litotipi continentali e dopo quelli oceanici. Fig. 4.14: Sezione litostratigrafica schematica dell’unità Campitello‐Morosaglia. Abbreviazioni come in fig. 4.5.
a) Gneiss. Si tratta di orthogneiss di colore bianco‐verde chiaro a grana media,
caratterizzati da sporadiche inclusioni di corpi metrici, boudinati e allungati, di metabasiti a giadeite e aegirina (ROSSI et al., 2001). La composizione mineralogica, in base all’osservazione di un campione in sezione sottile (campione 30/10‐5), è definita da: quarzo + feldspato alcalino + miche bianche (fengite, come suggerito da Lahondère e Caby (1989)) + granato + clinozoisite + titanite + apatite. Localmente la distribuzione del feldspato in ocelli o in lenti millimetriche conferisce a queste rocce una struttura “occhiadina”. Nel versante settentrionale della Valle del Golo gli gneiss costituiscono una barra di qualche decina di metri di spessore interposta fra ognuno dei termini della sequenza ofiolitica o fra i calcescisti della relativa copertura. Nel versante meridionale della valle sono intercalati nei calcesciti e sono associati a delle lame plurimetriche di metabasiti. Delcey (in DURAND‐DELGA, 1978) e Lahondère (in ROSSI et al., 2001) segnalano la presenza, in associazione a questi
gneiss, di calcari dolomitici di colore rosso e bianco‐beige che interpretano come frammenti di un’originaria copertura sedimentaria di età triassica.
Le litologie di origine oceanica sono rappresentate da un basamento ofiolitico e dalla relativa copertura metasedimentaria. Dal basso all’alto:
a) Metaperidotiti. Si tratta di peridotiti serpentinitiche, di colore nero‐blu.
b) Metagabbri. I metagabbri, di colore verde scuro, sono caratterizzati da un’evidente
impronta metamorfica e da una foliazione ben sviluppata. Localmente gli effetti di riduzione di grana per ricristallizzazione dinamica conferiscono a queste rocce una struttura “prasinitica”. Costituiscono delle scaglie plurimetriche approssimativamente isorientate in direzione Nord‐Sud immerse nei calcesciti.
c) Metabasalti. I metabasalti, di colore verde, privi di relitti di strutture primarie, sono
caratterizzati da una foliazione ben sviluppata e dalla presenza di diverse generazioni di pieghe. Localmente degli ocelli millimetrici di albite immersi in una matrice foliata a grana fine conferiscono a queste rocce una struttura “prasinitica”
d) Quarziti (metaradiolariti). Queste rocce hanno un colore bianco con riflessi blu‐verdi
chiari e presentano una foliazione ben sviluppata. Sono caratterizzate da liste di grani ricristallizzati di quarzo, di spessore millimetrico e meno frequentemente centimetrico, separate da lamine fillosilicatiche (miche bianche principalmente) ricche in ossidi di manganese (ROSSI et al., 2001). Lo spessore di questo termine è variabile da qualche decimetro a circa 10 m. Le quarziti, per la loro sistematica associazione a metabasalti o a metaperidotiti ofiolitiche e per la ricchezza di ossidi di manganese, possono essere considerate come il prodotto del metamorfismo e delle deformazioni di originarie radiolariti. La loro età, in accordo alle età delle radiolariti delle ofioliti alpine, sarebbe Giurassico medio‐Giurassico superiore.
e) Calcesciti e scisti. Si tratta di un’alternanza irregolare di calcescisti, filladi e scisti. Lo
spessore reale di questo termine, impossibile da quantificare a causa delle deformazioni, è stimabile intorno a diverse centinaia di metri. I calcescisti, di colore grigio con riflessi argentei sulle superfici di scistosità principale, sono caratterizzati da strati millimetrici e sub‐millimetrici di calcite e quarzo (subordinato) a grana media, separati da lamine discontinue di miche bianche. In sezione sottile (campione 20/10‐1) si osservano, oltre a questi minerali fondamentali, degli aggregati di clorite e dei grani minerali opachi (probabilmente ilmenite e magnetite). Questo litotipo è sviluppato in strati di spessore variabile da decimetrico a metrico. Gli scisti e le filladi, volumetricamente inferiori rispetto ai calcescisti, hanno un colore grigio scuro e sono costituiti da fillosilicati (miche bianche, clorite) e, in subordine, da quarzo e calcite. Localmente includono dei marmi impuri grigi disposti in strati di spessore centimetrico oppure in lenti molto appiattite parallelamente alla foliazione principale. Il passaggio dai calcescisti alle
filladi o agli scisti è graduale. Dei clasti deformati di varia natura sono irregolarmente distribuiti in questi litotipi. Questi elementi, di dimensioni variabili da centimetriche a decimetriche, sono costituiti da rocce carbonatiche di colore rosa o ocra, da metabasiti a grana fine e da noduli di quarzo. Hanno forme sub‐sferiche o lenticolari; queste ultime sono generalmente simmetriche e variamente appiattite e allungate parallelamente alla foliazione principale. Dei livelli metrici di quarziti scistose e di metabasiti a grana fine sono incluse nei calcesciti con una distribuzione sporadica. L’età di questo termine, tenendo presente la sua posizione stratigrafica, sarebbe Giurassico superiore‐Cretaceo.
4.3.7 Unità Vallecalle-Popa.
L’unità Vallecalle‐Popa è rappresentata dalla seguente sequenza ofiolitica, dal basso all’alto:
a) Metaperidotiti. Si tratta di peridotiti serpentinitiche, di colore nero‐blu.
b) Metagabbri. Queste rocce, deformate e metamorfizzate, derivano dal metamorfismo di
originari Fe‐gabbri (ROSSI et al., 2001).
c) Metabasalti. Si tratta di metabasalti foliati, di colore verde, caratterizzati dalla tipica
struttura “prasinitica”.
4.3.8 Unità Lento–Casaluna.
L’unità Lento–Casaluna è composta da un basamento ofiolitico e da una copertura metasedimentaria di origine oceanica. I rapporti stratigrafici fra basamento e copertura sono stati intensamente modificati dalle deformazioni alpine e soltanto localmente le superfici stratigrafiche di contatto sono preservate. La successione descritta deve essere considerata una sequenza completa (fig. 4.15). Le osservazioni di terreno suggeriscono, verosimilmente, l’esistenza di originarie successioni lacunose, in cui uno o più dei termini descritti potevano essere mancanti. Da questo punto di vista le metaradiolariti sono un esempio: possono essere situate indifferentemente in contatto stratigrafico su metabasalti, su metagabbri, su brecce ofiolitiche oppure essere assenti. Verso l’alto possono essere seguite dalla Formazione d’Erbajolo, correlabile alle Argille a Palombini dell’Appennino Settentrionale (Valanginiano‐Santoniano), oppure da un livello metrico di metacalcari correlabili ai Calcari a Calpionelle (Berriasiano‐ Valanginiano).
Il basamento ofiolitico è costituito, dal basso all’alto, da:
a) Metaperidotiti. Si tratta di serpentiniti o di peridotiti serpentinitiche. Il colore è
variabile in funzione del grado di alterazione, dal nero‐blu, al verde scuro fino al bruno‐rossastro. Sono tipicamente caratterizzate da numerosi sistemi di frattura a cui sono associate delle slickenlines di serpentino fibroso disposte secondo
orientazioni variabili. Le strutture deformative primarie, mantelliche, non sono riconoscibili. Fig. 4.15: Sezione litostratigrafica schematica dell’unità Lento‐Casaluna. Abbreviazioni come in fig. 4.5.
b) Metagabbri. I metagabbri di questa unità hanno strutture, tessiture e composizione
mineralogica fortemente variabili. Queste rocce derivano dal metamorfismo e dalla deformazione di originari Mg‐gabbri e Fe‐gabbri (ROSSI et al., 1994; 2001). I Mg‐ metagabbri, affioranti principalmente sul versante settentrionale della valle, hanno un colore bianco‐verde con riflessi argentei e sono caratterizzati da una foliazione principale evidenziata da lamine di muscovite (fuchsite) di colore verde smeraldo. La composizione mineralogica, osservata in sezione sottile (campione 9/6‐1), è definita da: clinopirosseno (augite), lawsonite, quarzo, plagioclasio, calcite, serpentino e muscovite (fuchsite). L’augite è presente in forme irregolari, relitte, mentre la lawsonite è in parte preferenzialmente isorientata e in parte disposta in aggregati a tessitura variolitica. I Fe‐metagabbri sono caratterizzati da una migliore preservazione delle tessiture magmatiche benché la composizione mineralogica primaria sia stata trasformata dai processi metamorfici. La foliazione è moderatamente sviluppata e la grana è tale da consentire di distinguere le fasi minerali ad occhio nudo. Macroscopicamente i rapporti tessiturali fra plagioclasio e pirosseno appaiono conservati.
c) Metabasalti. I metabasalti presentano strutture variabili da massive a molto foliate e
colori dal verde‐giallo al grigio‐blu. Sono tipicamente percorsi da vene ricche in epidoti ed albite oppure riempite da grani di quarzo e calcite. In alcuni settori queste rocce hanno l’aspetto di una breccia formata da elementi basaltici centimetrici, angolosi, di colore blu‐nero, immersi in una matrice leucocratica. In altri settori (es. Pinzalone) è riconoscibile l’originale struttura a pillows, benché i singoli pillows siano fortemente deformati (fig. 4.16).
Fig. 4.16: Pillows di metabasalti deformati. Località: Pinzatone.
La copertura metasedimentaria corrisponde quasi fedelmente alla parte bassa della successione dell’Inzecca tipica, sebbene qui i diversi termini siano maggiormente deformati e caratterizzati da un’evidente impronta metamorfica. È costituita dal basso all’alto da:
a) Metabrecce. Si tratta di rocce caratterizzate da elementi di dimensioni variabili, da
millimetrici a centimetrici costituiti da clasti di metaradiolariti (prevalenti) e di metabasiti (subordinati), ai quali si aggiungono aggregati di anfiboli e di clorite. La matrice è costituita prevalentemente da calcite, quarzo e serpentino. Sono debolmente foliate. Raggiungono uno spessore massimo di circa 10 m. Affiorano presso i ruderi della chiesa di Santa Maria di Riscamone (Valle di Rostino).
b) Metaradiolariti. Le metaradiolariti sono costituite da strati sub‐centimetrici o
centimetrici (non superiori a 3\4 cm circa) di grani di quarzo microcristallino separati da lamine di fillosilicati e ossidi (fig. 4.17). Il colore di queste rocce è variabile dal rosso al verde chiaro al bianco. I fillosilicati, esaminati in sezione sottile (campione 2/10‐1), sono rappresentati da miche bianche e subordinatamente da biotite e clorite, mentre il quarzo è caratterizzato da un fabric di ricristallizzazione dinamica. La variazione di colore dal rosso al bianco appare associata all’intensità della deformazione subita dalla roccia e al grado di ricristallizzazione del quarzo. Lo spessore di questo termine varia da pochi decimetri fino a circa 20 m presso Valle di Rostino. Il contatto fra le metaradiolariti e i sottostanti metabasalti è rappresentato da un livello metrico in cui questi litotipi si alternano in bande deformate e anastomizzate di spessore centimetrico. L’età delle metaradiolariti, non databili paleontologicamente per l’assenza di adeguate associazioni a radiolari preservate (DE WEVER et al., 1987), è considerata compresa
fra il Bathoniano e il Kimmeridgiano, in accordo alle età delle radiolariti delle ofioliti alpine affioranti nelle Alpi, negli Appennini e in Corsica (Falda della Balagne) (DE WEVER et al., 1987; MARCUCCI e PASSERINI, 1991; BILL et al., 2001).
Fig. 4.17: Metaradiolariti in strati sottili (2~3 cm) di colore bianco‐verde. c) Metacalcari. Si tratta di marmi impuri stratificati di colore grigio. Gli strati, di spessore
variabile, da decimetrico a metrico sono separati da liste centimetriche o sub‐ centimetriche di metapeliti. Affiorano presso le rovine della chiesa di Santa Maria di Riscamone, al tetto di metabrecce ofiolitiche, e a NNW di Bocca a Serna, lungo il Rou de Bagni, dove sono associati a delle metaradiolariti. Lo spessore di questo termine, è di circa 5~10 m. Questi metacalcari sono correlabili, per facies e per posizione stratigrafica, ai calcaires marmoréens definiti da Amaudric du Chaffaut et
al., (1972) e comparati, da questi autori, ai Calcari a Calpionelle (Berriasiano‐
Valanginiano) delle unità Liguri Interne (Appennino Settentrionale) (cfr. cap. 3). In Corsica, dei litotipi considerati equivalenti ai calcaires marmoréens sono stati datati paleontologicamente (Calpionelle) al Berriasiano (CARON et al., 1990).
d) Scisti e metacalcari (Formazione d’Erbajolo). Si tratta di un’alternanza irregolare di
metapeliti e metacalcari. Le metapeliti corrispondono a scisti o filladi a fillosilicati con colorazione variabile dal nero‐blu al grigio‐argento fino al beige nelle porzioni alterate. Rappresentano il litotipo prevalente. I metacalcari corrispondono a marmi
di colore grigio scuro, con una patina di alterazione superficiale di colore grigio chiaro. Sono tipicamente percorsi da numerosi sistemi di vene massive a quarzo e calcite e da un sottile reticolo irregolare di ossidi, idrossidi e silicati, evidente sulle superfici alterate per il colore nero‐rossastro. Sono disposti in strati (spessi non più di ½ metro circa) piegati, boudinati e laminati, con scarsa continuità laterale e localmente dispersi nella matrice metapelitica. In alcuni settori, più deformati e metamorfizzati, la distinzione fra metapeliti e metacalcari non è netta: le metapeliti hanno un’alta concentrazione in calcite mentre i metacalcari sono più correttamente definibili come calcescisti. Lo spessore di questo termine, difficilmente quantificabile a causa delle deformazioni, è di qualche centinaio di metri. Questi scisti e metacalcari possono essere considerati equivalenti alla Formazione d’Erbajolo definita nella Corsica Alpina meridionale da Amaudric di Chaffaut et al., (1972) e ritenuta analoga alla Formazione della Replatte (successione di Chabrière, Alpi Occidentali) e alle Argille a Palombini (unità Liguri Interne, Appennino Settentrionale). L’età di questo termine, considerando la datazione delle Argille a Palombini (Valanginiano‐Santoniano, MARRONI e PERILLI, 1990), sarebbe quindi Cretaceo inferiore‐Cretaceo superiore.
4.3.9 Unità a trondhjemiti.
L’unità a trondhjemiti è rappresentata dalle peridotiti serpentinitiche che costituiscono il massiccio di Raghia Buia. Questo massiccio include una scaglia sub‐ verticale, orientata ≈N30, spessa 20\30 m e lunga circa 200 m, costituita (da Ovest ad Est) da: a) oficalciti tipo 2 (TRICART e LEMOINE, 1989), b) metacalcari impuri stratificati, c) metabrecce ofiolitiche. Le oficalciti, di colore rosso‐violaceo, sono composte da una matrice carbonatica ricca in anfiboli e fillosilicati in cui sono dispersi dei clasti centimetrici e sub‐centimetrici di serpentiniti. Le metabrecce ofiolitiche sono formate da clasti deformati di serpentiniti, gabbri, basalti e oficalciti, immersi in una matrice della stessa composizione litologica (fig. 4.18).
4.3.10 Unità Ligure Inferiore.
L’unità Ligure Inferiore è posta sotto l’unità Lento‐Casaluna. È rappresentata prevalentemente da un basamento ofiolitico costituito, dal basso all’alto, da:
a) Metaperidotiti. Si tratta di serpentiniti o di peridotiti serpentinitiche. Localmente sono
riconoscibili dei relitti di pirosseno ed olivina.
. Fig. 4.18: Metabrecce ofiolitiche ad elementi di serpentiniti, gabbri, oficalciti e basalti dispersi in una matrice della stessa composizione litologica. Il frammento di colore viola a destra del martello è un’oficalcite di tipo 2 (TRICART e LEMOINE, 1989) caratterizzata da una matrice carbonatica ricca in anfiboli e fillosilicati in cui sono dispersi dei clasti sub‐centimetrici di serpentiniti. Località: Raghia Buia.
b) Metagabbri. I metagabbri hanno una tessitura faneritica con forti variazioni di grana
lungo distanze centimetriche (fig. 4.19). Presentano delle tessiture di cumulo più o meno preservate e sono caratterizzati dallo sviluppo progressivo di una foliazione tettonica da zone non deformate a zone deformate. L’osservazione di un campione in sezione sottile, raccolto in un settore deformato, ha consentito di definire la seguente composizione mineralogica: clinopirosseno, plagioclasio, quarzo, apatite, lawsonite e epidoto.
Fig. 4.19: Variazioni di grana in un metagabbro dell’unità Ligure Inferiore. Località: strada D 105, Castello di Pruzza
4.3.11 Massiccio di Serra Debbione.
Il Massiccio di Serra Debbione è composto da peridotiti serpentinitiche [a)] intruse da corpi metagabbrici [b)] e dicchi di metatrondhjemiti, rodingiti e metagabbri [c)].
a) Peridotiti serpentinitiche. Le peridotiti serpentinitiche hanno un aspetto massivo e un colore variabile in funzione del grado di alterazione dal nero‐blu al bruno rossastro fino al verde scuro o chiaro. Sono caratterizzate da sistemi di frattura complessi, i più regolari dei quali limitano dei frammenti decimetrici o metrici con forme poliedriche e sezioni a losanga. Delle lamine centimetriche di serpentino fibroso sono generalmente disposte, secondo varie orientazioni, sulle superfici di frattura. La
composizione mineralogica è eterogenea, dipendendo dall’intensità del processo di serpentinizzazione subito. Le tessiture primarie sono generalmente riconoscibili. Localmente sono presenti dei corpi peridotitici scarsamente serpentinizzati (<5%), composti da harzburgiti (tab. 4.20) e da lherzoliti a spinello e/o a plagioclasio
SiO2 42.32 TiO2 0.09 Al2O3 1.27 Fe2O3 tot. 8.55 MnO 0.10 MgO 42.85 CaO 0.98 Na2O < 0.01 K2O < 0.01 LOI 2.01 Tot. 98.17
Tabella 4.20:. Composizione chimica
(% in peso degli ossidi) di un harzburgite a plagioclasio del Massiccio di Serra Debbione. Località: strada D 71, Ponte Leccia–Morosaglia (da: OHNENSTETTER e OHNENSTETTER, 1975).
caratterizzate da una tessitura porfiroclastica tipica di deformazioni ad alta temperatura nel mantello (ROSSI et al., 1994).
b) Metagabbri. I corpi metagabbrici, di dimensioni decametriche, sono evidenti per il
rilievo che formano sul terreno rispetto alle peridotiti serpentinitiche che li includono. Si tratta di rocce faneritiche con notevoli variazioni di grana, caratterizzate da tessiture generalmente isotrope e dalla preservazione di tipiche tessiture di cumulo. Le deformazioni tettoniche e l’impronta metamorfica sono debolmente sviluppate.
c) Dicchi di metatrondhjemiti, rodingiti e metagabbri. Le metatrondhjemiti e le rodingiti
formano dei dicchi intrusi nelle peridotiti serpentinitiche con spessori variabili da qualche cm fino a circa 1 m (fig. 4.21). Le rodingiti, che derivano dalla trasformazione, contemporanea ai processi di serpentinizzazione, di originari filoni di gabbrii, hanno un colore bianco‐crema o verde chiaro e sono tipicamente caratterizzati da bordi ricchi in clorite. Fig. 4.21: Dicco rodingitico intruso nelle peridotiti serpentiniche del Massiccio di Serra Debbione. Località: fiume Golo, fra Campu Rossu e Ponte Leccia.
