Geo-Basilicata - GEOSINIS

Dott. Geol. Domenico MARINO
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Geo-Basilicata

Geologia e Geositi
Il territorio della Basilicata rappresenta un segmento della catena neogenica che si sviluppa dal nord Africa fino alle Ellenidi, attraverso la Sicilia, l’Appennino, le Alpi meridionali e le Dinaridi.
Tale area, in particolare, ricade nel segmento campano-lucano dell’Appennino meridionale, che risulta compreso tra la finestra oceanica del Tirreno meridionale ad ovest ed il sistema avampaese - avanfossa (Avampaese apulo ed Avanfossa bradanica) ad est, in flessione verso i quadranti occidentali.
La strutturazione della catena appenninica è connessa alla deformazione del margine settentrionale della placca africano-adriatica (in particolare del bordo occidentale della microplacca adriatica), la cui paleogeografia preorogena si era delineata a seguito delle fasi di rifting e di spreading del Trias-Giurassico legate a processi estensionali e/o trastensionali innescati dai movimenti delle placche europea ed africana.
Tale margine era contraddistinto da aree di bacino e di piattaforma, rappresentate, a partire delle aree prossime al dominio oceanico, dai seguenti ambienti deposizionali:
a) Bacino liguride-sicilide, ubicato lungo la zona di raccordo tra il margine continentale adriatico ed il bacino oceanico adiacente;
b) Piattaforma carbonatica occidentale o sud-appenninica;
c) Bacino di Lagonegro, impostato su crosta continentale assottigliata;
d) Piattaforma carbonatica apula.
A partire dall’Oligocene la convergenza delle placche europea ed africano-adriatica hanno portato alla subduzione della crosta oceanica tetidea interposta tra le due placche e, successivamente, alla collisione continentale.
La strutturazione della catena appenninica fino al Miocene medio viene messa in relazione alla convergenza tra la placca europea e quella africano-adriatica, mentre a partire dal Tortoniano superiore fino al Pleistocene inferiore la strutturazione della catena e l’apertura del bacino tirrenico sono connessi al roll back della litosfera dell’avampaese apulo in subduzione.
Nel territorio della Basilicata è compreso gran parte del segmento campano-lucano dell’Arco appenninico meridionale.
Dal punto di vista strutturale questo può essere sinteticamente diviso in tre elementi tettonici principali:
- il più basso geometricamente, l’Avampaese apulo, posto ad oriente, costituito da depositi carbonatici mesozoici e terziari della Piattaforma apula;
- l’elemento intermedio, l’Avanfossa bradanica, che rappresenta una depressione strutturale posta tra il margine della catena e l’avampaese, colmata da sedimenti terrigeni plio-pleistocenici di ambiente marino;
- l’elemento più interno, la catena, posto ad occidente costituita dalla sovrapposizione tettonica di più falde derivanti dalla deformazione di successioni sedimentarie deposte in domini paleogeografici differenti (aree di bacino, aree di piattaforma e relative aree di transizione) facenti parte del margine meridionale tetideo.

Nella struttura della catena appenninica le unità tettoniche derivanti dalla deformazione dei domini più interni (bacino liguride e sicilide, gli ambienti di transizione dall’area bacinale al margine interno della piattaforma appenninica occidentale e porzioni della piattaforma stessa) costituiscono il settore occidentale della catena, occupando posizioni geometricamente più elevate nella struttura dell’orogene. Queste unità tettoniche affiorano nel bacino del Noce, nell’Alta Val d’Agri, nell’Alta Val Basento e nel settore montano del bacino del Sinni.
Le unità tettoniche derivanti dalla deformazione dei domini più esterni (settori esterni della piattaforma appenninica occidentale e Bacino di Lagonegro) costituiscono il settore centrale ed orientale della catena, occupando posizioni geometricamente più basse nella struttura dell’orogene.
Queste unità tettoniche caratterizzano il settore occidentale e sudoccidentale del bacino del Bradano, il settore centro-occidentale del bacino del Basento, il settore occidentale del bacino del Cavone, parte del
settore centro-settentrionale del bacino dell’Agri ed il settore centroorientale dei bacini dell’Agri e del Sinni.
A partire dal fronte della catena si rinvengono le successioni dell’Avanfossa bradanica, che affiorano nel settore centrale ed orientale dei bacini del Bradano, del Basento e del Cavone, oltre che nel settore orientale dei bacini dell’Agri e del Sinni.
Le successioni dell’Avampaese apulo (Piattaforma apula) sono presenti solo a ridosso del margine nord-orientale del bacino del Bradano.

  • Geosito delle Dolomiti Lucane
Le Dolomiti Lucane si trovano nel territorio dei comuni di Castelmezzano e Pietrapertosa posti in un paesaggio particolarmente affascinante in prossimità di vette, uno di fronte all’altro, rispettivamente a 870 e a 1.090 metri sul livello del mare, che oggi ospita "Il Volo dell'Angelo", uno degli attrattori Lucani maggiormente frequentato da turisti provenienti da molte regioni italiane e dall'estero.
Il sito è inserito in un settore della Catena Appenninica costuito da un orogene a pieghe e thrust, originatosi a partire dall’Oligocene superiore-Miocene inferiore a causa della deformazione compressiva dei paleodomini oceanici che occupavano la fascia a ridosso del confine tra la Placca africana a sud e la Placca europea a nord.
La Basilicata occupa il settore centrale del tratto meridionale della Catena appenninica il quale è noto nella letteratura specialistica come Appennino lucano.
Nella sezione che attraversa Appennino lucano dalla costa tirrenica fino all’Avampaese apulo, il territorio della Catena è costituito dalle seguenti unità:
a) Unità Liguridi, le quali rappresentano un ‘prisma di accrezione’ oligo-miocenico formato, dal basso verso l’alto, da ofioliti, argilliti nerastre con intercalazioni quarzifere ed infine da spesse torbiditi calcaree;
b) Unità della Piattaforma appenninica, costituite da dolomie, calcari, calcareniti e sedimenti clastici fliscioidi;
c) Unità lagonegresi, formate da una porzione inferiore calcareo-silico-marnosa separata tettonicamente da quella superiore argillosa-calcarenitico-arenacea;
d) Unità dei Flysch miocenici, rappresentate da depositi silicoclastici depositatisi in bacini satelliti (piggy-back, trust-top) sul fronte dell’orogene;
e) Unità dell’Avanfossa bradanica, costituite da sedimenti clastici plio-pleistocenici;
f) Unità della Piattaforma apula, costituite da carbonati meso-cenozoici.


Durante i processi di formazione e di accavallamento di un cuneo orogenico, nel settore esterno si forma una estesa zona di sedimentazione che rappresenta il Bacino di Foreland. Attualmente, il settore assiale dell’Appennino lucano è caratterizzato dalla presenza di flysch di età miocenica costituiti da depositi silicoclastici depositatisi all’interno di bacini satelliti (piggy-back) sviluppatisi sul fronte dell’orogene (depozona di wedge-top). Uno di questi depositi è rappresentato proprio dal Flysch di Gorgoglione (Langhiano-Tortoniano) che rappresenta il riempimento sedimentario di un piccolo bacino orientato parallelamente rispetto al fronte dei thrust appenninici e conosciuto con il nome di Bacino Irpino (Cocco et al., 1972; Pescatore, 1978).
Il sistema di bacini di foreland può essere diviso in 4 depozone, il wedge-top, l’avanfossa (foredeep),
il rialzo periferico (forebulge) e il back-bulge (DeCelles & Giles, 1996)

Le Dolomiti Lucane sono montagne la cui nascita risale al periodo del Miocene medio circa 15 milioni di anni fa durante il quale si formarono in fondo al mare le arenarie che costituiscono le rocce del flysch miocenico. Il gruppo di montagne più elevato è quello della Costa di S. Martino chiamato Piccole Dolomiti in quanto ricorda le caratteristiche delle famose Pule Trentine. Altrettanto importanti sono i picchi delle Murge di Castelmezzano e le guglie di Monte Carrozze.
Si sviluppano tra il Flysch di Gorgoglione FG (poggiante in discordanza angolare sulla formazione delle Argille Varicolori AV) ed il Flysch Numidico FN.
Le facies sedimentarie riconoscibili all’interno della successione del Flysch di Gorgoglione registrano dei processi deposizionali che sono avvenuti in un bacino profondo ed a causa dell’accumulo di grossi volumi di sedimento provenienti dallo smantellamento subaereo dei terreni che costituivano l’orogene in sollevamento a monte del bacino stesso. I processi deposizionali sono di natura torbiditica, prodotti cioè da correnti di torbida di variabile densità, ma capaci di trasportare sedimenti da molto grossolani a fini. Per questo motivo, l’associazione di facies che è possibile riconoscere in affioramento abbraccia un considerevole range di variabilità.
In sintesi, le facies sedimentarie possono essere riassunte in quattro associazioni principali:
1) Facies Conglomeratica: strati conglomeratici poligenici, da disorganizzati a parzialmente gradati, di spessore variabile; in affioramento si presentano in lenti di lunghezza di qualche centinaio di metri.
2) Facies Arenacea (raramente arenaceo-conglomeratica): strati e megastrati amalgamati massivi, privi di strutture sedimentarie e caratterizzati da superfici basali con un forte carattere erosivo
(mud clasts presenti alla base).
3) Facies Arenaceo-Pelitica: alternanza ritmica di strati arenacei, gradati, ricchi di strutture sedimentarie (ripples, climbing ripples, laminazione piano-parallela e convoluta), e orizzonti siltosi laminati.
4) Facies Pelitico-Arenacea: successione di orizzonti siltosi, di colore grigiastro, saltuariamente alternati a strati arenacei sottili e gradati (simili a quelli presenti nella precedente facies).

Informazioni scientifiche tratte dall'articolo: ESCURSIONE IN LOCALITA’ PIETRAPERTOSA - CASTELMEZZANO A cura di Sergio Longhitano, Domenico Chiarella e Marcello Tropeano.

  • Il Geosito del Complesso vulcanico del Vulture
Il Monte Vulture è un edificio vulcanico pleistocenico ubicato sul margine orientale dell’Appennino lucano, circa 35 km a nord di Potenza.
Il Monte Vulture sorge su un alto strutturale rappresentato dai terreni sedimentari meso-cenozoici delle Unità Irpine e Lagonegresi.
E' un vulcano composito caratterizzato da prodotti sottosaturi a chimismo alcalino-potassico (MELLUSO et alii, 1996, e bibliografia contenuta; per una contestualizzazione geodinamica del vulcanismo potassico si veda anche PECCERILLO, 1998, e bibliografia contenuta). La successione delle vulcaniti è stata suddivisa in unità sintematiche con età che vanno da 674±7 ka a 132±12 ka (BROCCHINI et alii, 1994; BONADONNA et alii, 1998).
 
L’edificio vulcanico del Monte Vulture è stato suddiviso, per la presenza di superfici di discontinuità, nelle seguenti maggiori unità a limiti inconformi: Supersintema di Monte Vulture e Supersintema di Monticchio, a loro volta suddivisi in unità sintematiche di rango minore. Il sintema più antico è quello di Foggianello, comprendente prodotti datati circa 674±7 ka (BROCCHINI et alii, 1994), costituito tra l’altro da filoni trachitici (PRINCIPE & GIANNANDREA, 2002) affioranti ad est di Melfi, caratterizzati da grossi fenocristalli di k-feldspato e plagioclasio (HIEKE MERLIN, 1967). La messa in posto di tali prodotti segna probabilmente l’inizio dell’attività del Vulture. A questi segue, a testimonianza di una breve fase di quiescenza del vulcano, una breccia epiclastica massiva a tetto della quale poggiano cineriti da caduta e da flusso piroclastico diluito e concentrato (GIANNANDREA et alii, 2004) e due coltri ignimbritiche (Ignimbriti A e B di CRI-SCI et alii, 1983) a composizione tefrifonolitica e trachifonolitica (DE FINO et alii, 1982), separate tra loro e dai sottostanti depositi da due paleosuoli. A questa fase di attività segue un periodo di quiescenza in cui i processi morfogenetici hanno prodotto cospicui volumi di depositi epiclastici (fase erosiva «Flaminia» in BONADONNA et alii, 1998). Sulla superficie erosionale che modella le unità ignimbritiche poggiano le successioni del Sintema di Barile caratterizzate dalla messa in posto di ingenti volumi di vulcaniti responsabili della costruzione dello strato-vulcano del Monte Vulture. Quest’unità è rappresentata, alla base, dal duomo fonolitico (DE FINO et alii, 1982) di Toppo San Paolo (646,3±6,7 ka in BROCCHINI et alii, 1994); verso l’alto si passa ad una fitta alternanza di strati decimetrici di lapilli, pomici e scorie a chimismo tefritico e foiditico (DE FINO et alii, 1982), contenenti a diverse altezze stratigrafiche numerosi paleosuoli e superfici erosionali.

Nella porzione sommitale dell’unità sono presenti depositi da flusso piroclastico costituiti da cineriti massive contenenti blocchi lavici decimetrici con intercalazioni di colate laviche a tessitura scoriacea e massiva con composizione da foiditica a tefritico/basanitica (DE FINO et alii, 1982). Il deflusso delle lave è talvolta controllato da canali erosionali incisi nelle sottostanti piroclastiti e geneticamente legati al paleodrenaggio delle incisioni torrentizie. A questo intervallo temporale è legata la genesi dei centri eruttivi di Toppo S. Agata, Fontana dei Preti, Serra di Lupo e Piana Ferriera. Il Sintema di Barile si chiude con depositi da caduta (strati decimetrici di lapilli grigio-verdastri, ceneri pisolitiche) e di un flusso piroclastico diluito e concentrato (624±35 ka in BROCCHINI et alii, 1994). Durante la costruzione dell’edificio vulcanico avviene la sedimentazione, in parte controllata tettonicamente, delle successioni fluvio-lacustri del Bacino di Atella a sud, del Bacino di Melfi a nord e del Bacino di Venosa a nordest. Queste depressioni sono aggradate dai prodotti epiclastici derivanti dall’erosione delle vulcaniti. I depositi relativi ai primi due bacini poggiano sulle ignimbriti del Sintema di Foggianello, mentre quelli del Bacino di Venosa sono morfologicamente incastrati nei Conglomerati di Irsina. Il Sintema di Melfi è rappresentato dalla piastra lavica dell’Haüynofiro di Melfi (HIEKE MERLIN, 1967; 557±7 ka in BONADONNA et alii, 1998). La sua messa in posto avviene dopo una fase di quiescenza di circa 40 ka. La base stratigrafica del Supersintema di Monticchio è rappresentata da un paleosuolo dello spessore di oltre un metro (M18 in LA VOLPE & PRINCIPE, 1994) separato dal sottostante Sintema di Barile da una superficie di erosione. Sul paleosuolo poggia – in discordanza rispetto alla sottostante unità sintematica – il Sintema della Valle dei Grigi-Fosso del Corbo, costituito da un banco di scorie da lancio (484±8 ka in BROCCHINI et alii, 1994) e da uno spesso deposito di breccia, ben osservabili in località Ciaulino-Case Lopes. La messa in posto dell’unità appare legata all’attivazione della faglia diretta ubicata tra la Valle dei Grigi ad ovest e il Fosso del Corbo a sud-est, responsabile del ribassamento di circa 100 metri della parte meridionale dell’edificio (LA VOLPE & PRINCIPE, 1991, 1994). Il successivo collasso vulcano-tettonico del fianco sud-occidentale dell’edificio avrebbe generato la caldera di Piano Comune-Serra Corta a sua volta «tagliata» dalle forme crateriche dei Laghi di Monticchio. Recentemente la depressione di Piano Comune è stata reinterpretata come un tuff ring (PRINCIPE & GIANNANDREA, 2002). Il Sintema di Monticchio, che segna la chiusura delle fasi eruttive del Vulture, è rappresentato da vulcaniti legate ad attività idromagmatica. I depositi sono associati a piccoli centri eruttivi monogenici, fra cui spiccano i prodotti carbonatitici e melilitici (132±12 ka in BROCCHINI et alii, 1994) dei due maar dei Laghi di Monticchio (PRINCIPE & STOPPA, 1994; STOPPA & PRINCIPE, 1997). Lungo la valle dell’Arcidiaconata – e segnatamente poco a nordovest di Ripacandida – e in destra orografica del Fiume Ofanto – all’altezza del tratto ad ovest dell’abitato di Foggiano – sono ubicati due centri eruttivi diatremici (PRINCIPE & GIANNANDREA, 2002) caratterizzati da una modesta dispersione dei prodotti, la cui attività può essere verosimilmente legata alla stessa fase eruttiva dei crateri di Monticchio.

All’interno della depressione vulcano-tettonica di Monticchio (BOENZI et alii, 1987) sono presenti tre forme crateriche, due delle quali interpretabili come maar (STOPPA & PRINCIPE, 1997) e identificabili nelle depressioni lacustri, e l’altro come tuff ring e coincidente con l’area di Piano Comune (PRINCIPE & GIANNANDREA, 2002; GIANNANDREA et alii, 2004). Quest’ultimo interrompe la continuità fisica verso sud dell’orlo della depressione vulcano-tettonica di Monticchio e viene a sua volta tagliato dal cratere del Lago Grande. Il maar del Lago Piccolo, infine, elide l’orlo orientale dello stesso cratere del Lago Grande.
La porzione sud-occidentale del vulcano – tradizionalmente interpretata come una depressione calderica («Caldera di Monticchio» in HIEKE MERLIN, 1967) o più recentemente come una caldera da collasso laterale (GUEST et alii, 1988) – dovrebbe invece essere considerata come dovuta a smantellamento sin-eruttivo e sventramento laterale dell’edificio, anche pilotato dall’assetto strutturale dell’area. L’osservazione di un areale più ampio consente infine di ipotizzare che il doming vulcanogenico abbia interessato anche le porzioni adiacenti all’edificio, come suggerito dalla distribuzione dei morfolineamenti, dal pattern idrografico che mostra una disposizione radiale delle aste anche su terreni non vulcanici e dall’andamento curvilineo della Fiumara di Atella.
Il vulcano del Monte Vulture è un edificio vistosamente interessato dalla tettonica pleistocenica del settore frontale della catena sud-appenninica.
La petrogenesi dei magmi del Vulture si origina, secondo DE FINO et alii (1986), per fusione parziale del mantello superiore metasomatizzato, mentre le differenze geochimiche dei suoi prodotti rispetto al vulcanismo potassico peri-tirrenico sono da correlare alla posizione che il complesso vulcanico occupa rispetto allo stesso mantello, e segnatamente alla sua «anomala» collocazione nel sistema Tirreno-Appennino, al fronte esterno della catena orogenica. In altre parole, i dati sulla composizione chimica della sorgente suggeriscono che si tratti di magmi provenienti dal medesimo mantello che ha alimentato il vulcanismo potassico quaternario italiano.
Il vulcanismo del Monte Vulture può essere stato verosimilmente generato dalla risalita di magmi derivati dalla fusione parziale del mantello superiore «apulo». La risalita dei magmi dal mantello posizionato al di sotto della piattaforma apula può essere agevolmente spiegata ammettendo una discontinuità di primo ordine responsabile della segmentazione della placca in )subduzione, capace di creare le condizioni fisiche per la messa in posto dei corpi magmatici e vulcanici. (da Schiattarella et alii, 2005).

  • Il Geosito di Campomaggiore vecchio
Campomaggiore vecchio ricade al fronte della Catena appenninica meridionale dove affiorano terreni che appartengono alla porzione più giovane della successione Lagonegrese qui rappresentata dalle seguenti formazioni: Argille Varicolori (Cretaceo sup.-Oligocene), Flysch Rosso (Cretaceo superiore - Oligocene) e Flysch Numidico (Aquitaniano - Langhiano inf.).
Le successioni si presentano intensamente piegate, alla meso e a grande scala a seguito della tettonica compressiva mio-pleistocenica, e fagliate durante le fasi tettoniche estensionali e trascorrenti Pleistoceniche. Campomaggiore vecchio insiste su un versante compreso tra la quota 849 m s.l.m. (Montecrispo) e la quota 271m s.l.m. lungo il fiume Basento. L’attuale configurazione dell’area è dovuta ad una dinamica morfogenetica condizionata da numerose frane. In particolare, il sito su cui è stato edificato Campomaggiore vecchio risulta essere un terrazzo di frana. Il 9 febbraio del 1885, il centro abitato fu interessato dalla riattivazione di una grande frana di tipo complessa che coinvolse terreni destrutturati del Flysch Rosso, muovendosi dalle pendici meridionali di Montecrispo verso SE. Il terrazzo di frana subì una rotazione, registrata da gran parte degli edifici che presentano muri inclinati verso monte. A seguito del movimento franoso il centro abitato fu trasferito in un’area situata a 2 km a SW.
Notizie certe su Campomaggiore vecchio si hanno a partire dall’inizio del Medioevo, quando il centro viene menzionato nel “Catalogus Baronum”, un proclama del Regno normanno. Dal documento si evince che il paese era costituito da una serie di capanni distribuiti intorno al Palazzo Baronale. Successivamente il Barone Rendina decise di dare abitazioni più dignitose alla popolazione organizzando il nuovo paese secondo uno schema urbanistico a scacchiera.
  • Il Geosito di Sasso di Castalda
Sasso di Castalda è un piccolo centro della Lucania occidentale, situato in un territorio a forte vocazione naturalistica al margine settentrionale del Parco Nazionale dell’Appennino Lucano - Val d’Agri - Lagonegrese.
Il complesso di rocce stratificate su cui poggia l’abitato di Sasso di Castalda costituisce il riempimento di un antico bacino denominato Bacino di Lagonegro. La sua storia inizia con la separazione dei continenti che prima erano uniti a formare il supercontinente Pangea e termina con la collisione tra Africa ed Europa, avvenuta a partire dall’Oligocene (Gueguen et alii, 1998; Menardi Noguera & Rea, 2000).
Alla base della successione del Bacino di Lagonegro si colloca la Formazione di Monte Facito, datata al Triassico inferiore (250 -230 milioni di anni fa). Essa è costituita da un insieme di rocce differenti, che comprendono calcari, arenarie, siltiti, formatesi in ambiente neritico seguite da rocce di ambiente di mare più profondo rappresentate essenzialmente da diaspri ed argilliti. Nella Formazione di Monte Facito sono stati osservati i fossili più antichi dell’Appennino meridionale: si tratta di foraminiferi del genere Fusulina, di età permiana, che si rinvengono risedimentati all’interno della porzione inferiore della formazione. Segue la Formazione dei Calcari con Selce costituita da strati di calcari a grana fine, raramente a grana grossa, contenenti liste e noduli di selce. La Formazione dei Calcari con Selce testimonia un ulteriore approfondimento del livello del mare che si registra nel Bacino di Lagonegro durante il periodo di tempo compreso tra il Carnico ed il Retico (circa 230 milioni di anni fa). Durante il Giurassico (da 205 a 140 milioni di anni fa) il Bacino di Lagonegro raggiunge la sua massima profondità, stimata attorno a 3000 m (Argnani, 2005).
Si depongono quindi strati a composizione silicea (radiolariti e diaspri), caratterizzati da intense colorazioni gialle, rosse e verdi. Essi derivano prevalentemente dalla sedimentazione di microscopici gusci di radiolari e costituiscono la Formazione degli Scisti Silicei. La deposizione di rocce a composizione silicea testimonia un ambiente di sedimentazione di mare profondo al di sotto della superficie di compensazione dei carbonati. Al top della successione di Sasso di Castalda si rinviene la Formazione dei Galestri che è costituita da un’alternanza di strati di marne gialle silicizzate e di livelli di argilliti fogliettate brune. Tali rocce rappresentano la sedimentazione di argille e carbonati in condizione di mare profondo avvenuta durante il Cretacico inferiore (circa 130 milioni di anni fa). A partire dal Miocene i terreni descritti sono stati coinvolti nell’orogenesi appenninica e la deformazione che ne è conseguita è attualmente ben osservabile nel centro storico di Sasso di Castalda. Al termine dell’orogenesi l’attivazione di numerose faglie estensionali e trascorrenti ha consentito l’esumazione delle vecchie strutture compressive affioranti in modo spettacolare lungo il fosso della Manca.
  

Per valorizzare ulteriormente il patrimonio geologico di Sasso di Castalda dal punto di vista turistico è stato realizzato un itinerario geologico corrdeato da un pregevole servizio di informazione itinerante lungo i vicoli del Paese e come attrazione principale il macroattrattore  "Il Ponte alla Luna".

  • Il Geosito di Brienza
Brienza è collocata nella porzione centro-occidentale dellʼAppennino meridionale (DʼArgenio B., Pescatore T. & Scandone P. 1973) lungo un importante lineamento tettonico che marca lʼaccavallamento delle unità della Piattaforma Appenninica sulle unità bacinali lagonegresi (Mostardini F. & Merlini S. 1986). Le unità di piattaforma affiorano estesamente nella porzione centro-occidentale dellʼarea e sono ascrivibili allʼunità stratigrafico-strutturale dei Monti della Maddalena. Esse sono costituite da brecce dolomitiche triassiche passanti a luoghi verso lʼalto a calcari neritici ad Ellipsactinia (Malm) (Marsella E. & Pappone G. 1988) su cui poggiano con un contatto di tipo trasgressivo le arenarie mioceniche riferibili alla formazione di Monte Sierio (Castellano M. C. & Sgrosso I. 1996). I depositi lagonegresi, affioranti nella restante parte dellʼarea, sono rappresentati dai termini più alti della successione noti in letteratura come formazione del Flysch rosso di età Cretacico superiore-Eocene (Scandone P., 1967), costituiti in prevalenza da calcareniti torbiditiche a nummuliti ed alveoline con intercalazioni di marne di colore variabile dal rosso al verdognolo.
Sopra il substrato mesozoico poggiano in discordanza angolare i terreni pleistocenici di ambiente continentale del bacino intermontano dei torrenti Pergola-Melandro. Si tratta di una alternanza di conglomerati poligenici a matrice rossastra e sabbie grossolane giallastre che raggiungono uno spessore massimo di circa 100 metri.
Lʼoriginaria struttura a falde è stata successivamente smembrata da una serie di faglie distensive e trascorrenti ad alto angolo, ben osservabili nellʼincisione del torrente Fiumicello, formatesi in seguito alle fasi tettoniche plio-quaternarie (Ascione A. et al., 1992).
Tra i vari aspetti paesaggistici i più spettacolari sono proprio quelli geomorfologici: una forra torrentizia, una dolina o una grotta, hanno sempre costituito elementi di interesse e di richiamo. Questi aspetti possono rappresentare un ottimo veicolo per attirare lʼattenzione sulla conoscenza geologica-ambientale di un territorio sia a scopo didattico-scientifico che geoturistico.
Sulla base delle considerazioni fatte si ritiene che lʼarea individuata nei pressi dellʼantico borgo medioevale di Brienza sia un ottimo laboratorio naturale per chi si interessa di ambiente ed in particolare di geologia. Di seguito verranno descritti i due principali motivi di interesse del sito.
    • Le marmitte dei giganti, sono il prodotto dellʼintensa azione modellante di un corso dʼacqua su un fondo roccioso. Il vorticoso movimento dei ciottoli, trasportati dalle piene, esercita unʼazione meccanica abrasiva che incide progressivamente il substrato lapideo formando cavità di forma cilindrica ed emisferica.

    • Il sovrascorrimento della Piattaforma Appenninica. Il piano di sovrascorrimento, con vergenza E-NE, che sovrappone i termini carbonatici della Piattaforma Appenninica sui termini più recenti di pertinenza lagonegrese, è perfettamente esposto nei pressi della confluenza dei torrenti Pergola e Fiumicello. Questo si presenta con una superficie articolata dove al letto sono visibili strutture deformative proprie delle zone di taglio (tettoniti S-C e boudinage), mentre a tetto si può osservare la deformazione nei carbonati che si presentano molto fratturati e a luoghi tanto cataclasati da assumere un aspetto farinoso. Il contatto di sovrascorrimento viene dissecato ripetutamente da numerose faglie, che presentano superfici ondulate, una direzione prevalentemente appenninica e producono una morfologia a gradini digradanti verso E-NE. La cinematica, indicata dalle fibre di calcite sintettonica presenti sui piani di faglia, è di tipo transtensivo sinistro. Le faglie provocano il basculamento del piano di sovrascorrimento che assume una geometria molto articolata, differente rispetto a quella originaria legata alle fasi tettoniche compressive mioceniche.

  • Il Geosito del Massiccio del Monte Sirino
Il Massiccio del Monte Sirino è ubicato nella zona del Lagonegrese, tra le Valli del Fiume Sinni (a Est), del fiume Agri (a Nord) e del fiume Noce (Sud).
L’ossatura del massiccio è costituita da alcuni termini dell’Unità di Lagonegro (Trias-Superiore- Cretaceo Inferiore), che, dal più antico al più recente, sono:
- Calcari con Selce (Trias superiore): calcilutiti grigie a luoghi marnose e calcareniti con liste e noduli di selce e subordinatamente marne silicifere e argilliti grigie. Gli strati, ben distinti, hanno spessore variabile da qualche decimetro ad un metro circa;
- Scisti Silicei (Trias superiore-Giura Inferiore): alternanze di marne più o meno silicifere, di radiolariti e di argilliti, spesso fortemente fratturate;
- Flysch Galestrino (Giura superiore-Cretaceo inferiore): alternanze di argilliti, di marne e di calcilutiti, fittamente stratificate e scagliettate, con strati aventi spessore variabile tra qualche centimetro e 40 cm circa.
I passaggi da un termine all’altro avvengono generalmente per contatto stratigrafico. Dal punto di vista strutturale il Monte Sirino rappresenterebbe il nucleo di una anticlinale con asse orientato all’incirca N-S e complicata da una serie di pieghe secondarie, dislocate da faglie dirette. Il nucleo è rappresentato nelle porzioni più elevate del massiccio da terreni più antichi (calcari con selce), su cui poggiano, a quote intermedie, gli Scisti Silicei. Tutt’intorno al nucleo affiora il Flysch Galestrino.
A sud l’anticlinale complessa del M. Sirino è in contatto tettonico con il termine di base dell’Unità di Lagonegro (Formazione di Monte Facito), costituita da un’alternanza di argilliti, marne ed arenarie.
Quest’ultima, a SE del Monte Sirino, è sormontata tettonicamente da due Unità di piattaforma (M. Foraporta e Maddalena). Inoltre, il contatto tettonico tra le Unità Lagonegresi costituenti l’anticlinale del M. Sirino e la Formazione di Monte Facito è in buona parte ricoperto da una falda di ricoprimento tettonico comprendente terreni della Formazione delle Crete Nere, di provenienza occidentale (Bacino Liguride).

Il Lago Sirino
Il lago Sirino, ha una lunghezza di circa 250 metri ed è alimentato da un immissario, che prende origine da una sorgente ubicata a 250-300 metri a NNO dello stesso bacino lacustre.
Il lago occupa una depressione delimitata ad ovest da una dorsale, poco elevata, costituita da “Scisti Silicei”, i quali, come si è accennato, si sono staccati dal sovrastante versante.
Su tutti gli altri lati del lago affiorano diffusamente sedimenti detritici, che prendono particolare sviluppo ad E dello stesso lago, dove costituiscono un ampio dosso, che raggiunge una quota di 820 metri. Questi depositi detritici sono rappresentati da sottili letti costituiti da elementi spigolosi e appiattiti, di piccole dimensioni alternati a letti sabbioso-siltosi.
Gli elementi detritici sono di varia natura litologica ma, nel complesso si ha l’impressione che essi provengono, in gran parte, dalla degradazione degli Scisti Silicei.
A luoghi questi sedimenti sono interessati da deformazioni, che denotano che essi, dopo la deposizione, sono stati interessati da un lento movimento verso valle.
Questi depositi avrebbero sbarrato a SE la depressione compresa, fra la dorsale formata dagli Scisti Silicei ed il versante meridionale di Costa del Capraro, nella quale poteva scorrere un corso d’acqua e si sarebbe prodotto il Lago. Comunque non è escluso, e ciò sarebbe da approfondire con studi specifici, che la parte orientale dell’affioramento detritico considerato costituisca un conoide di deiezione. In questo caso la formazione del lago potrebbe essere collegata con la deposizione dei sedimenti del conoide che avrebbero ostruito la menzionata depressione.

Il Ponte della Ferrovia Calabro-lucana
Il ponte della ferrovia, comunemente chiamato "il Ponte dello Studente", si colloca a cavallo di un’importante lineamento tettonico, orientato all’incirca N140°, che pone a contatto i terreni lagonegresi a nord con quelli relativi alla Piattaforma Campano-Lucana a sud. A nord è presente un blocco calcareo del membro organogeno della Formazione di Monte Facito (Triassico inferiore-medio) alla cui sommità sorgeva il castello medioevale di Lagonegro. Alla base del blocco calcareo si rinviene una alternanza di arenarie, siltiti, marne argillose e diaspri che rappresentano la porzione terrigena della stessa formazione e quindi argilliti scure e marne silicizzate relative alla Formazione dei Galestri. Il contatto tra la Formazione di Monte Facito ed i Galestri è di natura tettonica e costituisce il raddoppio delle Unità Lagonegresi (Scandone, 1972). A sud il ponte è ancorato ad una successione di piattaforma costituita da dolomie triassiche e calcari giurassici di natura bacinale (calcari di Monte Foraporta). Tali depositi, nei pressi del ponte, sovrascorrono sui terreni lagonegresi assumendo un aspetto farinoso legato all’intensa fatturazione che ne deriva. Il forte salto di competenza che si verifica al contatto tra il membro terrigeno ed organogeno della Formazione di Monte Facito ha rappresentato un fattore predisponente allo sviluppo del movimento franoso che ha causato la rottura del ponte.
Il ponte che attraversa il vallone della Serra, appena a sud dell’abitato di Lagonegro, è stato costruito nel 1915 e ricade lungo la tratta “Castrovillari-Lagonegro”. Il viadotto, lungo circa 200m e alto circa 60m, è a struttura mista, costituita cioè da pile in muratura portante ed archi parabolici in calcestruzzo cementizio armato.
Per la costruzione dell’opera furono impegnate imprese altamente specializzate. In particolare, per la realizzazione degli archi fu chiamata una ditta francese, che in quel periodo era tra le poche specializzate nel settore (Luccioni, 1988). La tratta ferroviaria entrò in esercizio il 28.10.1929, ma l’inarcamento progressivo di 6 archi del ponte impose la sospensione dell’esercizio ferroviario a partire dal 01.03.1952. Il blocco calcareo del membro organogeno della Formazione di Monte Facito, a cui è assicurato il ponte a nord, è soggetto ad un movimento gravitativo profondo che si esplica lungo una superficie di scorrimento listrica tra il membro organogeno ed il sottostante membro terrigeno della stessa formazione (Hutchinson, 1988).
La dinamica del movimento gravitativo, che determina prima uno scivolamento traslazionale e successivamente rotazionale, è stata registrata dalla deformazione della struttura del ponte.

  • Il Geosito di Maratea
Maratea, definita la "Perla del Mediterraneo", è ubicata lungo la costa tirrenica della Regione Basilicata.



Le formazioni geologiche presenti nell'area sono riferibili essenzialmente ad unità stratigrafico-strutturali derivanti dalla Piattaforma Campano-Lucana e all'Unità Liguride (flysch liguride). In via del tutto subordinata sono presenti, ai margini dell'area, lembi di depositi post-orogeni; risultano altresi presenti coperture detritiche, talora potenti ed estese, recenti ed attuali nonché depositi alluvionali che assumono spessori discreti solo limitatamente alle aree golenali del F. Noce.
 
- Stralcio della Carta Geologica scala 1:100000, Foglio Lauria


L'area caratterizzata da un assetto strutturale notevolmente complesso, frutto delle diverse fasi tettoniche che hanno coinvolto le unità presenti in essa.
L'elemento strutturale piu importante dell'area, che potrebbe aver condizionato fortemente tutti gli assetti, le geometrie dei corpi rocciosi e quindi gli acquiferi, è costituito dalla Linea del Pollino.
Secondo Ghisetti et al., tale lineazione tettonica corrisponde ad una zona di taglio profonda, con meccanismi inversi, continua dalle aree tirreniche a quelle ioniche; l'attività di tale zona di taglio sarebbe perdurata almeno a partire dal Miocene inferiore fino a1 Pleistocene medio- superiore. Tale lineazione, sempre secondo i suddetti autori, avrebbe avuto un'attivitii antica (Miocene inf.- Tortoniano) con vulcanismo limburgitico associato e rilevanti componenti di trascorrenza sinistra, tali da determinare l'attuale distribuzione delle unità tettoniche.
Un'attività piu recente, durata almeno fino a tutto il Pleistocene, sarebbe stata caratterizzata da trascorrenze destre con componenti di movimento inverse e normali.
L'accavallamento dcll'Unità Bulgheria-Verbicaro sull'Unità Liguride sarebbe quindi dovuto ad una fase traslativa tardiva. Tale accavallamento non coinvolge in toto I'Unità Bulgheria-Verbicaro, giacché in numerosi punti (Capo Iannizzo, Porto di Maratea) essa si trova direttamente in sovrascorrimento sull'Unità Alburno-Cervati. Nell'area, non di rado, si individuano delle faglie antiche tranciate e interrotte da lineazioni piu recenti. Le direttrici più antiche, disposte di norma in direzione N-S ed E-W, risultano di frequente interrotte dalle direttrici appenniniche e da lineazioni vicarianti la già piu volte citata trascorrente del Pollino. E' il caso della faglia diretta, a direzione N-S immergente verso ovest con una inclinazione di circa 70°, che borda il versante del M. Crivo affacciantesi sulla valle di Maratea. Essa, infatti, non risulta essere continua in profondità, venendo alla base del versante tranciata dal fronte di sovrascorrimento dell'Unità Bulgheria-Verbicaro sull'Unità Liguride.
Le lineazioni NE-SW che bordano i rilievi del M. Coccovello e del M. La Serra corrispondono a delle faglie dirette, immergenti verso NW, e che ribassano, verso NW, i livelli dell'Unità-Cervati ponendo in coritatto quelli giurassici con quelli cretacei (Passo Colla). L'Unità Alburno-Cervati risulta disposta secondo delle monoclinali immergenti verso NE, le quali tendono al rovesciamento (M. Coccovello). L'Unità Bulgheria-Verbicaro risulta disposta secondo una serie di monoclinali a direzione prevalentemente WNW-ESE, immergenti verso NE, mediamente di 40"; a nord della congiungente Maratea-Brefaro-Piano dei Peri, la direzione delle monoclinali subisce una rotazione, in senso antiorario, risultando diretta in senso E-W ed imrnergente verso Nord.
La lineazione Mararea-Piano dei Peri rappresenta un altro degli elementi tettonici dell'area particolarmente importanti. Tale lineazione corrisponde ad una faglia diretta a direzione E-W, immergente verso Sud; essa definisce due aree in assetto profondamente diverso fra loro.

Gran parte del territorio investigato mostra evidenti segni di una complessa evoluzione geomorfologica; questa, quantunque si sia innescata in tempi remoti, non sembra essersi ancora del tutto esaurita. I fenomeni di siffatta evoluzione sono di due tipi, sostanzialmente diversi tra loro: rotture e Deformazioni Gravitative Profonde di Versante (D.G.P.V.) e movimenti franosi propriamente detti. Le D.G.P.V. si estrinsecano mediante "insaccamenti" (sackung). Un vistoso sackung è presente in quella porzione di versante del Monte Crivo situata immediatamente a ridosso dell'impianto urbano. Secondo i dati forniti da Guerricchio et Al., sembra che detto imponente fenorneno gravitativo profondo non si sia ancora del tutto esaurito. I1 movirnento degli ammassi carbonatici coinvolti nei fenomeno di sackung, permesso dal comportamento plastic0 della sottostante Unità Liguride, a litologia essenzialmente argilloso-marnosa, e di certo non ostacolato dalla ricca circolazione idrica sotterranea, inevitabilmente provoca movimenti reiterati e rotture nelle falde detritiche ad essi sovrapposte, sulle quali è poggiato l'abitato antico di Maratea.


  • La Val d'Agri
Il Fiume Agri scorre in direzione E-O per oltre 100 km nel settore meridionale della Catena Appenninica dal settore assiale fino alla Costa Jonica.
La Val d'aGri è impostata su diversi domini geologici, passando dalle unità geologico-strutturali interne a quelle esterne dell'orogene appenninico fino ad attraversare nel suo tratto finale i depositi clastici dell'Avanfossa Bradanica.



L’Alta Valle dell'Agri
Ricade nella porzione interna della Catena appenninica meridionale ed è considerata una depressione tettonica intermontana, di età pleistocenica, impostatasi sulle coltri più antiche (Giano et al., 2000). Il substrato pre-pliocenico è costituito dalle unità tettoniche derivanti dalla deformazione del Bacino Liguride-Sicilide, della Piattaforma Campano-Lucana, del Bacino di Lagonegro, del Bacino Irpino e del Bacino di Sant’Arcangelo. Questi ultimi sono considerati rispettivamente come un bacino di avanfossa e di piggyback di età miopliocenica.
Il Bacino dell'Alta Vald'Agri è limitato ad oriente dal gruppo montuoso del Monte Calvelluzzo-Monte Volturino-Mad.na di Viggiano, mentre ad occidente la dorsale dei Monti della Maddalena lo separa dall’attiguo bacino intermontano del Vallo di Diano.
l'alta valle del fiume Agri è un bacino intermontano, orientato WNW-ESE, situato nella zona assiale dell'Appennino meridionale. Qui, un sistema di faglie quaternarie disseca la struttura preesistente, data da un sistema di pieghe e sovrascorrimenti.
Tale sistema è caratterizzato dalla sovrapposizione di unità tettoniche alloctone, completamente sradicate dal loro substrato originario, e traslate verso NE sulla zona antistante la successione della piattaforma pugliese (Mostardini & Merlini, 1986; Cello et alii, 1990; Carbone et alii, 1991; Cinque et alii, 1993). In superficie, la struttura del sistema di sovrascorrimenti è dominato dalla sovrapposizione di unità tettoniche di rocce calcaree di mare poco profondo e di rampa di età Mesozoico-Paleogene (unità della piattaforma carbonatica s.l.) sulla unità di bacino del Lagonegro. Queste ultime sono prevalentemente coinvolte in un sistema a pieghe e sovrascorrimenti con assi da NW-SE a NS (Scandone, 1972; Carbone et alii, 1991).
L’assetto strutturale delle unità mesozoico-terziarie costituisce, nell’insieme, un arco con convessità verso est, rappresentato da piccole brachianticlinali ad andamento meridiano (Scandone, 1967), la cui disposizione è strettamente legata alla tettogenesi appenninica la cui attività è iniziata nel Miocene inferiore (D’Argenio et alii, 1973 e 1975) e sarebbe continuata fino al Pleistocene inferiore lungo il margine orientale dell’appennino campano-lucano (Carbone et alii, 1991; Cinque et alii, 1993). Dal punto di vista formazionale, nell’area affiorano le seguenti due unità principali:
    • Unità del Bacino Lagonegrese
Il complesso lagonegrese comprende unità stratigrafico-strutturali prodotte dalla deformazione di successioni meso-cenozoiche prevalentemente in facies di bacino, riferibili ad un originario “Dominio Lagonegrese”, interposto tra la piattaforma interna ed esterna (Scandone, 1972). Nell’area in esame, affiorano le successioni tipicamente bacinali (Unità Lagonegrese I di Scandone, 1967), con spessori complessivi di circa 1000 metri. Inoltre, sono state riconosciute, nell’area in esame, lembi di successioni lagonegresi in raddoppio tettonico. I depositi di riempimento del Bacino di Lagonegro sono costituiti da diverse unità litostratigrafiche che, a partire dal basso, possono essere così sintetizzate:
      • Formazione di Monte Facito: successione costituita da argilliti silicifere rossastre a giacitura caotica, diaspri policromi, arenarie di colore ocra. A vari orizzonti stratigrafici si intercalano olistoliti calcarei in facies recifale, anche di notevoli dimensioni (TRIASSICO MEDIO); questa formazione affiora esternamente all’area in esame.
      • Formazione dei Calcari con selce (Unità di San Nicola): successione continua di calcilutiti grigie, con selce bianca e nera in liste e noduli, in strati dello spessore variabile. La parte sommitale della Formazione è caratterizzata da un’alternanza di calcilutiti grigie e marne, argilliti rossastre e radiolariti rossastre. Pochi metri al di sotto del passaggio con la sovrastante Formazione degli Scisti silicei, è presente un livello costituito da argilliti rossastre fogliettate. Spessore massimo 600 metri (TRIASSICO SUP.).
      • Formazione degli Scisti silicei (Unità di San Nicola): successione continua di radiolariti policrome in livelli di circa 15-20 cm di spessore. Nella parte alta della successione, alle radiolariti sono intercalati livelli di calcari grigi fortemente silicizzati. Spessore 70-80 metri circa (GIURASSICO).
      • Formazione dei Galestri: alternanza di argilliti foliettate grigio-brunastre e calcilutiti silicifere manganesifere di colore grigio. A luoghi, si rinvengono intercalazioni di livelli marnosi grigiastri. Spessore massimo 500 metri circa (CRETACEO).
      • Formazione del Flysch Rosso: marne rossastre e subordinatamente verdastre e grigie, alternate ad argilliti silicifere, calcilutiti grigie, calcareniti e calcilutiti in strati di spessore medio intorno a 20-30 cm (OLIGOCENE-CRETACEO).
    • Unità di Piattaforma carbonatica
      Il Complesso panormide (Piattaforma Campano-Lucana di D’Argenio et alii, 1973) è costituito da termini triassico-cretacei in facies di piattaforma carbonatica (cd. Unità Alburno-Cervati e Unità dei Monti della Maddalena). Nell’area in esame (zona più orientale di affioramento), si assiste ad una progressiva elisione dei termini basali (Trias sup. – Lias) della successione, con conseguente appoggio, sui litotipi lagonegresi, dei livelli giurassici e cretacei. L’intera successione può raggiungere i 900-1000 metri di spessore (aree occidentali del fianco destro della Val d’Agri), mentre si rilevano spessori inferiori nelle aree orientali (500-600 metri). Le unità litostratigrafiche affioranti nell’area in esame, a partire dal basso, possono essere così sintetizzate:
      • Calcari di colore grigio-scuro e calcari biancastri, in strati dello spessore variabile (GIURASSICO);
      • Calcari di colore grigio-scuro e calcari biancastri in strati dello spessore variabile. In prossimità del contatto tettonico con le sottostanti Unità lagonegresi, si ritrovano wackestones notevolmente dolo mitizzati (CRETACEO INFERIORE);
      • Calcari biancastri e grigio-nocciola, in strati dello spessore di alcune decine decimetri (CRETACEO SUPERIORE);
      • Formazione del Bifurto: arenarie calcaree grigiastre e brune, alternate a argilliti marnose grigio-brune e intercalazioni di livelli di calcareniti brune, siltiti giallastre e calcari marnosi (AQUITANIANO);
    • Unità sinorogenica miocenica
      Formazione di Gorgoglione: arenarie, in strati da centimetrici a metrici, alternate a peliti. La porzione mediana affiorante della successione è costituita in prevalenza da arenarie quarzoso-micaceo feldspatiche a cemento calcareo, in banchi di spessore variabile da metrici a decametrici. A luoghi, ai banchi arenacei sono intercalati livelli di microconglomerati con ciottoli di dimensioni variabili. Spessore affiorante massimo 1800 metri (TORTONIANO MEDIO-INFERIORE).
Tutte le formazioni sopra definite, a luoghi, risultano obliterate dalla presenza di estese coperture continentali quaternarie costituite da depositi di varia origine ed età: depositi detritici stratificati di versante del Pleistocene inferiore e medio, a luoghi fortemente cementati e talvolta in contropendenza a seguito dell’attività tettonica; depositi fluvio-lacustri del Pleistocene medio.

    • Geosito Pietra Maura
Pietra Maura costituisce un geosito di notevole interesse geologico-stratigrafico, paleontologico e strutturale. Essa si colloca lungo lo spartiacque che separa l’Alta Val d’Agri dalla Valle del Melandro e rientra nel territorio di Marsico Nuovo. Il sito è di notevole interesse per la comprensione delle caratteristiche stratigrafiche, paleontologiche e tettoniche dei terreni appartenenti al Bacino di Lagonegro ed in particolare della Formazione di Monte Facito (Trias inferiore-superiore).

- La parete verticale di Pietra Maura

A Pietra Maura la Formazione di Monte Facito affiora estesamente lungo il sentiero che conduce a Monte dell’Arena. Ove ben preservata, la successione è costituita alla base da calcari massicci di natura organogena interpretati rispettivamente come scogliere (Scandone, 1967), come olistoliti (Wood, 1981) o come scogliere accresciute in sito e successivamente smembrate dalla tettonica (Ciarapica et al. (1988). Segue verso l’alto un’alternanza di argille siltose giallastre ed arenarie quarzoso-micacee a grana fine o finissima e calcareniti. Le arenarie, che presentano spettacolari ripples da onda, costituiscono un esempio ben preservato di una spiaggia triassica. Il sito di Pietra Maura è considerato di grande interesse paleontologico in quanto è sede di una abbondante fauna a brachiopodi. Questi lamellibranchi, di ambiente marino, risalgono al Triassico ed in particolare all’intervallo Anisico-Ladinico. I brachiopodi rinvenuti a Pietra Maura sono stati classificati secondo due specie che sono le seguenti: Punctospirella fragilis e la Anisactinella maurensis (Taddei Ruggiero, 1968).
Nell’area di Pietra Maura è possibile osservare in dettaglio il raddoppio tettonico delle Unità Lagonegresi che determina la sovrapposizione dei terreni della Formazione di Monte Facito, con i sovrastanti Calcari con Selce (Lagonegro II), su quelli relativi alla Formazione dei Galestri (Lagonegro I) (Scandone, 1967; Mazzoli et al., 2001). A seguito della tettonica compressiva i terreni lagonegresi, affioranti nell’area di studio, si presentano estremamente deformati e caratterizzati da intensi piegamenti sia alla meso che alla grande scala. In prossimità del contatto sono molto diffusi livelli caratterizzati da clivaggio S-C. Nei carbonati di Pietra Maura sono ben preservate le strutture fragili che hanno generato la depressione tettonica dell’Alta Val d’Agri (Ortolani et al., 1992; Giano et al., 1997; Cello et al., 2000). Si tratta di faglie a cinematismo distensivo e trascorrente, attivatesi prevalentemente nel Quaternario, che costituiscono il noto Val d’Agri Fault System (VAFS sensu Cello, 2000; Cello et al., 2000).

    • Geosito Grotta dell'Angelo
La Grotta dell’Angelo, situata in corrispondenza del versante orientale del Monte Raparo, nel territorio di San Chirico Raparo, è considerata un geosito di grande interesse geomorfologico-carsico.
Il monte Raparo costituisce un imponente massiccio carbonatico di età mesozoica, a geometria pressoché rettangolare se osservato in pianta, riferibile dal punto di vista paleogeografico all’Unità Alburno-Cervati-Pollino della Piattaforma Campano-Lucana (Carbone et al., 1991). In particolare, esso è costituito da una potente successione carbonatica di età giurassico - cretacica ricoperta, in discordanza, dai terreni miocenici relativi alle formazioni del Bifurto (Miocene inferiore) e di Albidona (Miocene inferiore) (D’Argenio et al., 1973; Mostardini & Merlini, 1986, Bonardi et al., 1988). La porzione carbonatica giurassica è costituita da calcareniti e calciruditi ben stratificate, dello spessore massimo di qualche centimetro, ricche in bioclasti e ooliti. I calcari del Cretacico medio-superiore sono costituiti principalmente da calcareniti, calciruditi bioclatiche e localmente da brecce carbonatiche a stratificazione poco evidente. La loro caratteristica principale è la presenza di rudiste e gasteropodi (nerinee) di grosse dimensioni spesso rinvenute in posizione di vita.
La Grotta dell’Angelo, è collocata ad una quota di circa 800 m s.l.m. Essa si apre alla base del versante orientale del massiccio del Raparo in corrispondenza dei calcari cretacici disposti a franapoggio. L’ingresso della cavità carsica non è direttamente visibile in quanto collocata all’interno dall’Abbazia di Sant’Angelo. Anche se di limitata estensione, la Grotta dell’Angelo è molto caratteristica in quanto si presenta ricca di speleotemi (Ciccacci, 2010). La grotta è costituita da un unico salone la cui volta coincide in gran parte con i piani di strato dei calcari. All’interno si rinvengono numerose stalattiti e stalagmiti a cui si aggiungono bellissimi esempi di colonne, di grande dimensione. Queste ultime sono spesso contornate da drappeggi che si formano a seguito alla deposizione di carbonato di calcio presente nel film d’acqua avvolge la colonna. A luoghi queste decorazioni assumono una forma simile alle canne di un organo. Lungo superfici laterali della grotta sono comuni le colate concrezionali che si formano in seguito allo scorrere delle gocce lungo le pareti. All’interno della grotta sono stati rilevati accumuli di guano dovuti alla presenza della più grande colonia di pipistrelli della regione.


    • Geosito del Gruppo Volturino-Madonna di Viggiano
      • Il Monte  Volturino  mostra  delle  importanti    pecularità  geologiche.  Molto  spettacolari  sono   infatti  le  pieghe  che  lo  caratterizzano  e  che  caratterizzano  principalmente  il  rilievo  del  Monte  Volturino  stesso.  Oltre  a   queste   strutture   è   da   notare   la   presenza   dell’Unità   di   Monte   Torrette-Monte   Malomo   dei   depositi   del   bacino   di   lagonegro e   la   presenza   della   formazione   più   antica   tra   quelle   dell’appennino   meridionale,  ovvero  la  Formazione  di  Monte  Facito  datata  dal  Triassico  Inferiore.  Infatti  i  contatti  di  letto  di  questa   formazione  sono  sempre  di  natura  tettonica. Oltre  alle   formazioni  lagonegresi,  vi  sono  nella  parte  meridionale   limitati   affioramenti   del   Flysch   di   Gorgoglione   e   della   Formazione   del   Bifurto,   infine   detrito   di   versante   è   presente   nella  parte  sud1occidentale  del  Monte  Volturino. Dal  punto  di  vista  strutturale presenta  gli  aspetti  tipici  dell’appennino  meridionale,  ovvero  strutture   da   tettonica   compressiva   (pieghe   e   sovrascorrimenti)   interrotti   da   strutture   da   tettonica   distensiva,   in   particolare   faglie   dirette.  Molto  evidente  è  la   presenza   di   vari   klippe   di   carbonati   di   piattaforma   derivanti   dai   sovrascorrimenti   delle  unità  campano-lucane  sui  depositi  lagonegresi.
      • Il Monte della Madonna di Viggiano è dominato dalla presenza dei carbonati della Piattaforma Campano-lucana,  Calcari del Giurassico e Calcari del Cretacico, che ne caratterizzano praticamente l’intero rilievo e che ne determinano  gli importanti processi carsici sia epigei che ipogei presenti. A parte piccoli settori occupati dal Flysch di Gorgoglione e  dai  Galestri  presenti  all’estremità  orientale,  le  pendici  sud  occidentali  del  Monte  sono  caratterizzate  dalla  presenza di detrito di falda, mentre le pendici nord orientali mostrano la presenza delle Argille Varicolori. Strutturalmente il è caratterizzato dalla presenza di varie  faglie dirette, tra cui una principale in direzione NO-SE  che  lo  attraversa  da  una  estremità  all’altra,  posizionata  a  sud  ovest  del  Monte.  Sempre  in  direzione  NO-SE,  ma  geograficamente ubicato a NE del Monte, vi è un sovrascorrimento che porta i Calcari di piattaforma al di sopra delle  Argille Varicolori. Questo sovrascorrimento è dislocato da una serie di faglie dirette mediamente in direzione SO-NE. Anche qui si ripete il motivo strutturale tipico dell’appennino meridionale in cui la tettonica distensiva è successiva ad  una precedente tettonica compressiva, sovraimponendo strutture distensive a strutture compressive
  

 
                      - Strutture tettoniche a pieghe sui versanti del M.te Volturino                    - Santuario sul Sacro Monte di Viggiano

La Bassa Valle dell'Agri
la porzione sud-orientale della Valle dell'Agri è dominata dalla presenza della struttura tettono-sedimentaria del Bacino di Sant'Arcangelo e nella restante porzione, fino alla costa ionica, dai depositi della Fossa Bradanica.
Il Bacino di Sant’Arcangelo rappresenta un bacino di piggyback, allungato in direzione NW-SE, che si è individuato a partire dal Pliocene superiore al di sopra delle coltri alloctone appenniniche, durante le ultime fasi di avanzamento della catena (Caldara et al., 1988; Hyppolite et al., 1994).
A grande scala si presenta come un’ampia sinforme colmata da una potente successione plio-pleistocenica con spessore superiore a 3000 m (Hyppolite et al., 1994; Zavala, 2000). Le successioni plio-pleistoceniche del Bacino di Sant’Arcangelo sono state interpretate in modo differente da vari autori (Vezzani, 1967; Ogniben, 1969; Caldara et al., 1988; Zavala & Mutti, 1996). Pieri et al. (1994) suddividono la successione sedimentaria del Bacino di Sant’Arcangelo in una serie di cicli delimitati da marcate unconformities.
Il primo ciclo, detto di Caliandro, di età Pliocene inferiore-medio, poggia in discordanza sui terreni pre-pliocenici, ed è costituito alla base da conglomerati, che passano verso l’alto ad argille. I due cicli successivi, dell’Agri e del Sauro, sono invece costituiti da conglomerati e sabbie, che passano lateralmente  verso E ad argille grigio-azzurre. L’ultimo ciclo, denominato Ciclo di San Lorenzo, è composto alla base da conglomerati, che passano verso l’alto ad argille siltose e conglomerati di ambiente fluvio-lacustre, in discordanza sui depositi precedenti.

    • Geosito Murge di Sant'Oronzo
Le Murge di Sant’Oronzio, ricadono nel territorio di San Martino d’Agri e sono considerate un geosito di interesse geomorfologico. Si tratta di due grandi torrioni, alti all’incirca 80 m, circondati da altri picchi più bassi, disposti lungo il versante destro del fiume Agri tra i torrenti Nocito e Caliuva.

- I torrioni conglomeratici delle Murge di Sant'Oronzo che si ergono maestosi sulla valle dell'Agri

Le Murge di Sant’Oronzio derivano dall’azione modellante dell’acqua e del vento sui depositi sabbioso-conglomeratici del Bacino di Sant’Arcangelo riferibili al Ciclo dell’Agri (Caldara et al., 1988; Pieri et al., 1994). In particolare, esse costituiscono il bordo occidentale di una profonda gola incisa dal fiume Agri come conseguenza del generalizzato sollevamento che caratterizza attualmente l’area appenninica. I depositi interessati sono costituiti da conglomerati clasto-sostenuti, poco cementati e formati da ciottoli ben arrotondati ed eterometrici, di natura prevalentemente calcarea, calcarenitica e arenacea. I conglomerati si presentano generalmente massivi o organizzati in banchi che possono raggiungere anche dieci metri di spessore. I livelli sabbiosi si alternano regolarmente ai conglomerati e diventano prevalenti verso l’alto ove sono ben stratificati in strati e banchi.
Le sabbie e conglomerati si presentano interessati da numerose fratture, che ampliandosi nel tempo hanno favorito l’isolamento dei diversi torrioni. Alla base dei torrioni la presenza di un’importante falda detritica può essere individuata dalla marcata variazione di pendenza lungo il loro profilo. Le pareti sub-verticali sono interessate da cavità alveolari, dovute all’erosione selettiva esercitata dal vento.

    • Geosito di Aliano
Aliano è un piccolo Comune che si affaccia sul versante sinistro della Valle del Fiume Agri sul crinale che divide lo stesso fiume con il T.te Sauro che più a valle ne diventa tributario.
Rappresenta un insediamento appenninico caratterizzato da rilevanti risorse paesistiche e naturalistiche, fruibili nel settore del turismo culturale e del geoturismo.
Il territorio di Aliano è ubicato nel bacino dell’Agri in Basilicata e si caratterizza per essere sede di un complesso sistema geomorfologico causato da fenomeni morfogeneticivsuperficiali e profondi rappresentati da calanchi e da movimenti di versante, che hannovdeterminato nel tempo un paesaggio affascinante, in continua evoluzione erosiva evgravitazionale. Questo paesaggio è caratterizzato nel lato occidentale dell’abitato, prevalentemente sabbioso, da balze molto elevate ed in quello orientale, prevalentemente argilloso, da calanchi che si manifestano con forme quanto mai varie e suggestive, che si configurano come dorsi d’elefante, sequenze di solchi ed incisioni, cupole e piramidi di argilla. L’insediamento di Aliano è interessato da una diffusa demolizione rapida dei versanti, che si è manifestata nel passato con vistosi movimenti di frana che hanno intaccato, con un meccanismo rimontante, la cresta collinare su cui insistono le strutture abitative.
I terreni su cui questo centro è fondato ricadono nell’ambito dei depositi dei Bacini Intrappenninici del Gruppo di Sant’Arcangelo e specificatamente nel complesso delle Sabbie di Aliano e delle Argille marnose e Sabbie di San Giorgio Lucano (Carbone et al., 2005). Queste successioni, appartenenti al ciclo Pliocene superiore - Pleistocene inferiore, sono costituite nella zona da sabbie gialle e sabbie argillose grigio-giallastre alquanto addensate e cementate, a grana media e fine, in banchi di spessore variabile da alcuni decimetri ad oltre 10 metri, con intercalazioni di argille siltose, siltiti, sabbie argillose e lenti conglomeratiche con ciottoli ben arrotondati. Il substrato sabbioso è ricoperto verso l’alto da un pacco di sabbie argillose sciolte di colore rosso ocraceo, aventi uno spiccato carattere di continentalità. In tale successione sono presenti localmente arenarie giallastre ad aspetto molassico e lenti di conglomerati non molto cementati (Sabbie e Conglomerati di Serra Corneta, attribuiti al Pleistocene inferiore).

La successione è interessata da fitte famiglie di discontinuità quali giunti e fessure talora beanti, ad andamento per lo più verticale, che conferiscono all’insieme un aspetto talora lastriforme, talora pseudo colonnare. Il tutto assume una conformazione a monoclinale, avente immersione a N-NE, inclinazione dell’ordine di 20°- 25° e troncata a sud da un insieme di deformazioni ad andamento E-W. È poi individuabile un sistema di faglie ad andamento N-S/E-W, che hanno dislocato dei grossi blocchi.
L’assetto morfologico è condizionato quindi non solo dalla litologia, ma soprattutto dal sistema di discontinuità tettoniche prima menzionate. Nel settore meridionale dell’abitato il reticolo idrografico si configura attraverso incisioni molto profonde con profilo a V e pareti subverticali che raggiungono altezze dell’ordine dei 100 m, mentre lungo il versante settentrionale, ove la stratificazione è a franapoggio, la morfologia è più dolce ed è caratterizzata da una serie di gradini talora in contropendenza, incisi da piccoli torrenti dall’accentuata erosione lineare. In corrispondenza degli affioramenti argillosi, prevalenti nel versante meridionale, l’erosione assume forme tipiche dei calanchi. I contorni di questo centro sono intaccati da fenomeni erosivi molto avanzati e da frane profonde, antiche e recenti, che nel passato hanno mobilitato grandi volumi di terreno, con meccanismi di rottura che spesso si sono manifestati con una cinematica molto rapida. Tra i fenomeni più rilevanti va ricordato l’antico ed esteso scorrimento traslativo che ha mobilitato pacchi di sabbie su superfici planari argillose, individuate da alcuni fori di sondaggio a quote dell’ordine di 30 m, localizzato nel versante settentrionale di Aliano. Nel lato sud la tipologia del dissesto si differenzia nettamente. Infatti le ripide pareti che bordano il centro storico sono per lo più intaccate da movimenti del tipo crollo e ribaltamento, nonché da intensa erosione evolventesi in sistemi calanchivi, fenomeni questi evidenti nell’ambito sia del Fosso Bersagliere, del Fosso Dirroito e del Fosso delle Vigne, dove le balze sabbiose sono interessate da “sfettamenti” di tipo rotazionale o planare con conseguenti distacchi e crolli (Varnes, 1978). Tra le cause principali vanno segnalate non solo la presenza di discontinuità strutturali, quanto l’erosione prodotta al piede dalle acque incanalate e le pressioni idrauliche che si instaurano nell’ambito delle fessure, soprattutto a seguito di eventi pluviometrici estremi o di infiltrazioni da reti idriche e fognanti. Risultano quindi di interesse culturale, didattico e scientifico le forme che caratterizzano le varie tipologie di fenomeni franosi, nonché la loro evoluzione nel tempo. Pertanto il territorio di Aliano si può considerare un laboratorio didattico a cielo aperto, nel settore della geologia, della geotecnica e della geologia applicata.

Più in dettaglio l’area rilevata ricade nella parte orientale del bacino dove affiorano le Argille grigioazzurre plioceniche del Ciclo di Caliandro che occupano il versante destro del torrente Sauro.
Le argille plioceniche sono dure ed a frattura concoide segnate da sottili intercalazioni sabbiose giallognole. In contatto tettonico con le argille plioceniche affiorano, in una vasta area compresa tra la valle del Sauro e la valle dell’Agri, le Argille grigio-azzurre pliopleistoceniche del Ciclo del Sauro. Le argille plio-pleistoceniche hanno una fratturazione subconcoide, non hanno una stratificazione distinta e di rado si osservano livelli di natura sabbioso-siltosa di colore grigio chiaro che contengono abbondanti resti di molluschi. La formazione passa poi eteropicamente verso Ovest alle Sabbie di Aliano. Lo spessore massimo complessivo delle Argille grigio-azzurre è pari a circa 1000 m (S. Carbone et al. 1991; P. Pieri et al. 1994). Tutta l’area rilevata è soggetta
ad un continuo sollevamento causa principale della struttura monoclinale che immerge verso NNE. I calanchi si sviluppano sia nelle Argille grigio-azzurre appartenenti al Ciclo di Gannano che in quelle del Ciclo del Sauro entrambe composte prevalentemente da illite e smectiti, minerali tipici delle argille.


    • Anticlinale di Alianello
Percorrendo la fondovalle del Fiume Agri, all’altezza di Sant’Arcangelo (PZ), sul versante sinistro del fiume si osserva una piccola piega, denominata "Anticlinale di Alianello", una struttura tettonica che interessa depositi sabbioso-conglomeratici sottostanti depositi argillosi lacustri e che  permette di osservare il contesto strutturale nel quale si instauravano le condizioni per lo sviluppo di un bacino lacustre, ormai colmato e dissecato dal reticolo idrografico in virtù dell’intenso sollevamento subito dall’area, posta sulle coltri appenniniche in prossimità del fronte della catena. L'anticlinale si mostra su un'alta parete verticale dove affiorano dei depositi sabbioso-conglomeratici del substrato del vecchio lago.
La struttura tettonica dell'anticlinale di Alianello nel Pleistocene inferiore ha isolato il bacino lacustre dal lembo ancora esistente di un coevo bacino marino.
  

- Foto dell'anticlinale di Alianello

    • Geosito dei Calanchi di Montalbano Jonico
Per la particolarità geologica e l’alta valenza scientifica la Regione Basilicata ha inteso tutelare questa importante area naturale istituendo con L.R. n.3 del 2011 la “Riserva Regionale dei Calanchi di Montalbano Jonico”.
I Calanchi rappresentano una delle forme del paesaggio tra le più suggestive che testimoniano il continuo modellamento del territorio operato dagli agenti morfogenetici.
I calanchi si sono sviluppati sul versante sud-occidentale rispetto all'abitato di Montalbano Jonico (MT) in un'area caratterizzata da una spessa unità litostratigrafica siltoso-argillosa, prevalentemente di età pleistocenica, denominata Argille subappennine (Azzaroli et al.,1968). Lʼarea dei calanchi fa parte di un ampio bacino di sedimentazione (Fossa bradanica; Migliorini, 1937) che rappresenta un dominio geologico-strutturale compreso tra la Catena Appenninica ad ovest e i rilievi del Gargano e delle Murge (Avampaese apulo) ad est (inter alios: Casnedi, 1988; Sella et al., 1988; Balduzzi et al., 1982; Casnedi et al., 1982; Crescenti, 1975).
Questo bacino costituisce lʼavanfossa plio-pleistocenica del sistema catena sudappenninica-avanfossa-avampaese, sviluppatosi a partire dallʼOligocene in seguito alla subduzione verso ovest della litosfera adriatico-ionica e alla deformazione di domini paleogeografici della Tetide e del margine occidentale della Placca adriatica (inter alios: Doglioni, 1991; Boccaletti et al., 1987; Casero et al., 1988; Mostardini & Merlini, 1986; DʼArgenio et al., 1973).
I caratteri morfo-strutturali e deposizionali dellʼavanfossa sono stati, quindi, fortemente influenzati, da un lato dallʼevoluzione della catena appenninica, dallʼaltro dai rilievi dellʼ avampaese apulo-garganico.
Il margine occidentale dellʼavanfossa plio-pleistocenica, costituito dai rilievi appenninici presenta, perciò, una fisiografia molto irregolare e un pendio ad alto gradiente immergente verso est. La sedimentazione lungo questo margine è rappresentata sostanzialmente da corpi deltizi sabbioso-conglomeratici, tra cui ricordiamo le Sabbie di Tursi (Mostardini et al., 1966) e il Conglomerato di Serra del Cedro (Gambassini, 1967), che passano verso il largo a corpi argilloso-sabbiosi di prodelta e ad emipelagiti (Argille subappennine, Azzaroli et al., 1968).
  
Il margine orientale, invece, è caratterizzato da una fisiografia più regolare e da un substrato costituito essenzialmente dai calcari della piattaforma cretacea che sprofondano verso ovest attraverso un sistema di faglie dirette. I depositi più recenti, di età da pliocenica a infrapleistocenica, sono, invece rappresentati, essenzialmente da biocalcareniti e biocalciruditi intrabacinali o da calcareniti terrigene provenienti dallʼerosione dello stesso substrato carbonatico (inter alios, Pieri et al., 1996); questi depositi conosciuti in letteratura con il termine di Calcarenite di Gravina (Azzaroli,1968) passano verso lʼalto alle Argille subappennine.
Lʼevoluzione della Fossa bradanica è stata caratterizzata da un forte sollevamento quaternario, che ha portato ad una graduale emersione del bacino sedimentario e ad un contemporaneo ritiro del mare fino allʼattuale costa ionica. La testimonianza di questa evoluzione è rappresentata dalla distribuzione areale dei depositi sabbioso-conglomeratici costieri di età e quote decrescenti dallʼarea di Genzano verso lʼattuale costa ionica (Pieri et al., 1996).
La Riserva dei Calanchi di Montalbano Jonico presenta aspetti paesaggistici di notevole pregio, rappresentati da suggestive forme in affioramenti quaternari di particolare interesse stratigrafico e paleontologico, oggetto di decenni di studio, sia aspetti socio-culturali per la locale popolazione che in tempi non troppo remoti li attraversava con antiche mulattiere per raggiungere i giardini nella sottostante valle dell'Agri.



Fossa Bradanica e costa Jonica
  • La Fossa Bradanica
Nell’Italia Meridionale, nel settore che comprende Campania, Basilicata e Puglia, sono attualmente presenti tre domini di un sistema orogenico adriatico-vergente:
- la catena, rappresentata dall’Appennino Campano-Lucano;
- l’Avanfossa Adriatica Meridionale, meglio nota come Avanfossa Bradanica;
- l’avampaese, rappresentato dalla regione Apulo-Garganica.
Entrano a far parte della catena l’antico margine continentale africano con i depositi delle piattaforme mesozoiche e dei bacini tra esse comprese, depositi del dominio oceanico ligure e i depositi neogenici nei bacini di avanpaese, avampaese e secondari (es. wedge-top).
rappresenta l’avanfossa sudappenninica plio-pleistocenica. In termini generali, per avanfossa si intende un’area depressa, allungata parallelamente ai fronti di accavallamento orogenetici e posta frontalmente ad essi; è un’area subsidente (cioé in continuo abbassamento) che accoglie la gran parte dei depositi provenienti dal continuo smantellamento dei rilievi della catena ed è destinata ad essere deformata ed incorporata nella struttura della catena stessa.
Una porzione dell’avanfossa si sviluppa anche sulle coltri della catena in migrazione, dove si formano i cosiddetti bacini satellite, inizialmente collegati alla più ampia area di avanfossa e successivamente isolati a formare bacini intrappenninici, come il Bacino di Sant’Arcangelo. Nel caso dell’Appennino meridionale durante il Pliocene la migrazione del sistema orogenetico ha portato le aree occidentali dell’Avampaese apulo (quella che sarebbe diventata la gradinata immergente verso l’Appennino) a subire una progressiva subsidenza ed a formare un ampio bacino marino (la Fossa bradanica) limitato ad occidente dalla catena Campano-Lucana ed a oriente dagli alti del Gargano e delle Murge. Questo bacino è stato sede di sedimentazione per apporti provenienti dallo smantellamento della catena sudappenninica. Lungo il bordo della catena si costituivano sistemi costieri a sedimentazione sabbioso-ghiaiosa simili a quelli che caratterizzano l’attuale costa ionica della Calabria mentre distalmente prevaleva una sedimentazione di tipo argilloso. Dall’altra parte del bacino, le aree subsidenti dell’Avampaese apulo formavano un vasto arcipelago in via di annegamento, costituito da isole rocciose calcaree di diversa ampiezza. Con la progressiva subsidenza anche le isole erano portate sotto il livello del mare e parzialmente sepolte dai depositi argillosi e successivamente sabbioso-ghiaiosi provenienti dalla catena.

Questa evoluzione dell’avanfossa sudappenninica ha avuto termine circa 1 milione di anni fa, quando sia la Fossa bradanica che l’Avampaese apulo hanno cominciato a sollevarsi. Per questo motivo l’avanfossa sudappenninica e i bacini satellite corrispondono oggi ad aree emerse collinari prevalentemente argillose. Infatti il sollevamento ha esposto precocemente queste aree a prevalente sedimentazione marina e, sia la Fossa bradanica che le Murge (l’antico arcipelago quasi completamente annegato), sono state elevate a quote localmente superiori a 600 metri.


Il sollevamento ha indotto anche una significativa erosione in queste aree con profonde e ampie incisioni vallive. In prossimità dell’avampaese queste, dopo aver eroso le sottili coperture sedimentarie di avanfossa hanno raggiunto i calcari del substrato e si sono inforrate formando le cosiddette “gravine”. (da L. Sabato el alii, 2016).
  
   

  • La Costa Jonica
La fascia costiera ionica della Regione Basilicata si estende tra i limiti regionali delle Regioni Calabria e Puglia.
L’area è suddivisa tra 6 comuni, il più grande dei quali, corrispondente al comune di Pisticci che si estende tra i fiumi Basento e Cavone, occupa circa il 24,7% del territorio complessivo.
Procedendo da Pisticci verso NE, il comune di Bernalda, localizzato tra il fiume Basento ed il limite regionale con la Puglia, comprende un territorio che in percentuale rappresenta il 21,3% dell’intera area di studio. Procedendo verso sud-ovest dopo il comune di Pisticci si sviluppa l’area comunale di Scanzano Ionico, compresa tra i fiumi Cavone e Agri (22%), per passare poi a Policoro, a cavallo tra i fiumi Agri e Sinni (20,8%), indi a Rotondella (5,5%) e al comune di Nova Siri (5,7%) che confina con la Calabria.
La piana costiera, sede di insediamenti già a partire dal VII secolo a.C. con la fondazione di città Magnogreche (Siris in territorio di Rotondella, Heraclea in territorio di Policoro e Metapontum in territorio di Bernalda), è testimone di una importanza strategica collegata alle fiorenti attività commerciali con i popoli del Mediterraneo. Con le invasioni dei popoli Italici (Apuli, Lucani, Sanniti) e successivamente a quelle dei romani, l’area conobbe una lenta e costante fase di declino durata fino alla prima metà del XX secolo. Gli interventi di bonifica delle aree paludose ed acquitrinose, iniziate nel 1931, determinarono l’inizio di una nuova fase di sviluppo collegata all’agricoltura. Al ripopolamento di zone già sede di antichi villaggi agricoli, complice la nuova riforma fondiaria, si aggiungono nuovi insediamenti come quartieri decentrati di centri urbani, di antica origine, posti più a monte.
I fiumi principali che sfociano nell’arco ionico lucano, partendo da settentrione verso meridione, sono: Bradano, Basento, Cavone, Agri e Sinni. Oltre a queste corsi d’acqua che con le loro foci interrompono la continuità della costa, sono presenti due opere portuali: quella del Porto degli Argonauti, situato nel Comune di Pisticci ed in particolare nella frazione di Marconia, e quella del porto di Marinagri che si sviluppa nel comune di Policoro.
La maggior parte di tali aree ricade nelle aree vincolate e rappresentate come Siti di Interesse Comunitario (SIC) e Zone a Protezione Speciale (ZPS).

La Costa Jonica è localizzata nella sezione più meridionale della Fossa Bradanica, un dominio strutturale situato tra l’Avampaese Apulo e la Catena Appenninica.
Con la fine del Pleistocene inferiore si sono verificate intense fasi di sollevamento differenziale, testimoniate dalla presenza di terrazzi marini ad altezze diverse. Lo spessore massimo dei sedimenti che ricoprono l‟Avanfossa è dell‟ordine dei 3.000 m.
Il tratto meridionale dell‟Avanfossa bradanica è geologicamente caratterizzato dall‟affioramento di litologie riferibili a due cicli sedimentari separati fra loro da una lacuna (Pieri et al.,1994). Il ciclo inferiore, di ètà inframesopliocenica, è rappresentato da depositi costituiti da conglomerati e sabbie basali, da argille-marnose e da sabbie e conglomerati sommitali.
Il ciclo superiore, di età Pliocene sup. – Pleistocene medio, è costituito da depositi neoautoctoni, trasgressivi sia sui terreni parautoctoni sia su quelli alloctoni e che in profondità poggiano direttamente sul basamento carbonatico, rappresentati da argille grigio-azzurre, è rappresentato da argille-marnose di colore grigio-azzurro, giallastro per alterazione, al cui interno sono presenti lenti sabbiose e sabbioso-limose (Argille Subappennine).
Le ricerche per idrocarburi ed i rilievi geologici di superficie svolti a partire dagli anni ‟60 hanno permesso di definire i caratteri stratigrafici e strutturali della Fossa bradanica. Su queste basi, diversi autori (Balduzzi et al., 1982; Casnedi et al., 1982; Casnedi, 1988 e 1991) hanno delineato il quadro complessivo della Fossa bradanica, considerando sia i depositi affioranti che quelli sepolti. Questo quadro distingue, a partire dal basso:
a) intervallo marnoso di base (pretorbiditico), che precede la fase di massima subsidenza e a cui corrisponde la sedimentazione di depositi inframesopliocenici argillosi, arenacei o calcarenitici;
b) intervallo sabbioso-argilloso intermedio (torbiditico), concomitante con un sensibile abbassamento del bacino;
c) intervallo delle argille sommitali e sabbie sommitali (post-torbiditico), in gran parte di età pleistocenica, che rappresenta il colmamento dell‟avanfossa, in connessione con il sollevamento della fascia esterna dell‟Appennino.
In particolare la Costa Jonica è situata in un settore di affioramento delle litologie appartenenti al ciclo superiore stratigraficamente ricoperte da depositi marini terrazzati, generalmente inclinati verso NE, di età compresa fra il Pliocene superiore e l‟Olocene e costituiti da sabbie grossolane, debolmente argillose, di colore ocraceo e rossastro con intercalazioni di lenti e livelli argillosi e ghiaiosi.
Verso la fine del Pleistocene inferiore, a causa di un sollevamento a scala regionale, si è avuta l‟emersione dell‟area; tale sollevamento è stato particolarmente intenso sul lato appenninico ed è stato accompagnato da riattivazione di faglie e formazione di nuove dislocazioni. Il sollevamento è avvenuto in più fasi ed ha determinato stasi nella generale regressione del mare. In particolare, a partire dal Pleistocene medio-superiore, si verifica la deposizione di sedimenti ghiaioso-sabbiosi di ambienti costieri progradanti verso SE, a formare i Deposti marini terrazzati.
I terrazzi marini sono presenti attualmente lungo tutta la fascia litorale del Golfo di Taranto e si estendono dall‟attuale linea di costa per circa venti chilometri all‟interno.
Sono stati riconosciuti in letteratura 11 ordini di tali depositi (Brückner, 1980), databili dal Siciliano al Neotirreniano, formanti una sorta di gradinata che scende verso il mare, poggiante in discordanza sulla formazione delle Argille subappennine della Fossa bradanica e avente inizio da quota 500 m s.l.m. (T11, deposito marino terrazzato più antico). Ogni ordine è separato dal successivo da una scarpata morfologica più o meno evidente e parallela alla linea di costa attuale.
La genesi dei depositi marini terrazzati è strettamente legata a due concause: variazioni del livello marino dovute a motivi glacio-eustatici e sollevamento tettonico del bacino di sedimentazione durante tutto il Quaternario (Patacca et alii, 1990).

I sedimenti che caratterizzano questi depositi sono molto variabili a seconda della zona di accumulo; essenzialmente conglomeratici in prossimità dell‟Appennino, sabbioso-ghiaiosi e talvolta siltosi tra i fiumi Sinni e Bradano, calcarenitici e subordinatamente ghiaiosi a NE del Bradano a ridosso dell‟altopiano murgiano. Gli spessori sono estremamente variabili: si nota, generalmente, un ispessimento procedendo dalla piana costiera verso ovest, sino ad arrivare al massimo a 20 metri di deposito. I depositi marini terrazzati rappresentano geneticamente la sedimentazione di un sistema litorale aperto con facies di spiaggia da sottomarina ad emersa; a volte sono presenti facies continentali associate a quelle marine.
Gli ultimi sedimenti in ordine cronologico (Olocene) depostisi nelle valli dei fiumi della Fossa bradanica, sono rappresentati dai depositi alluvionali recenti ed attuali. I primi sono rilevabili nelle piane alluvionali dei fiumi e sono costituiti da depositi argilloso-limoso-sabbiosi e ghiaiosi. I depositi alluvionali attuali rappresentano l‟attuale piana di esondazione dei corsi d‟acqua e sono costituiti prevalentemente da sabbia e ciottoli.
Infine, la fascia costiera dell‟area in esame, che si estende per una larghezza mediamente compresa fra poche decine di metri fino ad un massimo di circa 200 m, è caratterizzata dalla presenza di dune costiere e spiagge attuali costituite prevalentemente da sabbie di colore giallo-ocra, talora debolmente cementate, con inclusioni ghiaiose.
Il modellamento di una fascia costiera è funzione di una serie di fattori, attivi anche a grande distanza dalla costa. L‟equilibrio dinamico della stessa è, quindi, strettamente collegato ad una serie di fragili rapporti che intercorrono tra questi fattori: caratteristiche geologiche, caratteri climatici e pluviometrici, idrografia, dighe, vegetazione e forme del paesaggio dei bacini tributari che, insieme ai caratteri del fondale, al bioma bentonico e ai parametri meteo-marini, concorrono a modellare e a caratterizzare un certo tipo di costa. La dinamica costiera è funzione di due importanti fenomeni i cui effetti contribuiscono a modificare il paesaggio costiero. Innanzitutto, relativamente ai movimenti verticali delle terre emerse, il livello del mare cambia in funzione del variare delle condizioni climatiche a scala mondiale e negli ultimi 20.000 anni, a causa della aumentata disponibilità verso i mari di masse d‟acqua provenienti dalla fusione dei ghiacciai continentali, esso va aumentando. A tale fenomeno bisogna sovrapporre, anche se non ancora quantificabile, gli effetti indotti dalle attività umane. A differenza di una costa rocciosa, una costa bassa e sabbiosa rappresenta un elemento temporaneo che si forma e permane in un determinato luogo in un susseguirsi di equilibri momentanei ed è soggetta a variare in conseguenza della mutazione di uno solo dei fattori prima ricordati.
Circa 20.000 anni fa il livello medio del mare era molto più basso, la linea di costa era collocabile all‟incirca intorno all‟attuale isobata 120 m. L‟innalzamento del mare ha ostacolato il naturale deflusso delle acque e il materiale trasportato dai corsi d‟acqua si fermava lì dove la loro energia si azzerava. Col tempo le valli si sono riempite di una grande quantità di materiale proveniente dal disfacimento della catena appenninica e il prisma sedimentario costiero, ben rifornito, ha assunto una conformazione non dissimile dall‟attuale.
Questo processo è continuato fino a circa 6.000 anni fa, quando il livello del mare sembra che abbia superato di un paio di metri quello attuale.
La situazione si è ulteriormente complicata con l‟ingresso sulla scena del fattore antropico .
Fin dalla preistoria, fra il Neolitico e l‟inizio dell‟epoca della Magna Grecia, la nascente attività agricola e la pastorizia portarono ad un primo, seppur limitato, denudamento dei versanti. In epoca greco-romana i rilievi lucani erano coperti di boschi che però, già in epoca imperiale iniziarono ad essere spiantati favorendo la mobilitazione di grosse quantità di detrito che alimentarono i fondovalle (Boenzi et alii, 1987). Fra il XV ed il XIX secolo la scarsa produzione agricola probabilmente favorì la rinascita di una estesa copertura boschiva. Gli ultimi anni dell‟800 e del „900 sono stati caratterizzati, invece, da un intenso disboscamento della montagna lucana, prima a causa del latifondo, successivamente per la riforma fondiaria, per il recupero di zone da sfruttare a seminativo o per il commercio di legname. Il risultato fu l‟intensa erosione dei versanti con grandi quantità di detrito recapitato ai corsi d‟acqua e, quindi, al mare che determinò un notevole accrescimento dei volumi e delle ampiezze delle spiagge e la linea di costa avanzò localmente anche fino a 600 m (Cotecchia et alii, 1971; Cocco et alii, 1975;).
A partire dagli anni ‟70 tale tendenza si è nettamente invertita con la costruzione di numerose dighe di ritenuta, di cui la più imponente è sicuramente quella di Senise, per la creazione di laghi artificiali sui principali corsi fluviali a scopo irriguo, idroelettrico e potabile.
Dal punto di vista della caratterizzazione morfologica l‟area, secondo la classificazione di Cocco et alii, (1975); Boenzi et alii, (1977); Cocco et alii, (1979) appartiene all‟unità fisiografica che si estende da Rocca Imperiale, a Ginosa Marina. Essa risulta essere impostata lungo gli apparati di foce dei principali corsi d‟acqua che provenienti dall‟Appennino versano nello Ionio. Tali corsi d‟acqua sono, o meglio erano, caratterizzati da regime torrentizio.

Tale unità fisiografica è caratterizzata da spiagge essenzialmente sabbiose, subordinatamente, miste e ghiaiose, originariamente ampie sino ad un centinaio di metri, limitate verso l‟entroterra da più cordoni dunari, detti “givoni”, alti sino ad una ventina di metri che in alcuni casi, raggiunti dal mare e in parte demoliti, isolano aree acquitrinose, in massima parte bonificate. La spiaggia sommersa è caratterizzata da più ordini di barre sino a circa 600/700 m. dalla linea di riva a profondità di circa 6/7 m.


  • Il Geosito di Matera
Geograficamente e geologicamente l’area di Matera ha una stretta affinità Apula e quindi l’evoluzione fisica del suo territorio rispecchia quella di gran parte della Puglia. La Murgia materana infatti è una porzione isolata delle Murge e di seguito verrà tratteggiata la sua evoluzione nel contesto dell’evoluzione dell’intera regione. In particolare la città di Matera, con la sua valle incassata in roccia (la Gravina), il brullo altopiano carsico che la fronteggia (la Murgia materana) e le colline argillose su cui si espande l’abitato moderno (colline di Lanera, Serra Venerdì, Serra Rifusa) sintetizza in un’area ristretta tutte le caratteristiche geomorfologiche e geologiche che possono essere riconosciute lungo il bordo occidentale delle Murge.
In questo quadro va inserita anche l’originale “scelta” (una favorevole opportunità geografico-geologica) di abitare la parte alta del versante destro della Gravina di Matera, con lo scavo di un reticolo di grotte, cunicoli e cisterne che sarebbero diventati i Rioni Sassi. L’attuale configurazione del bordo occidentale delle Murge, oltre che riflettere la lunga storia geologica della regione pugliese, le cui testimonianze documentate risalgono a circa 250 milioni di anni fa, presenta un paesaggio geografico-fisico che ricorda la sua evoluzione quaternaria. All’inizio del Quaternario, circa 2,5 milioni di anni fa, la regione che sarebbe diventata la Puglia di oggi era rappresentata da un vasto arcipelago, le cui isole erano alti strutturali (horst) costituiti esclusivamente da antiche rocce carbonatiche (calcari del Cretaceo), quelle dure rocce biancastre che oggi caratterizzano il paesaggio carsico murgiano e che cavate e commercializzate in grossi conci o in lastre prendono il nome p. es. di pietra (o marmo) di Trani o di Apricena. Queste rocce cretacee caratterizzavano sia le isole, di cui una delle più elevate sarebbe stata la futura Murgia materana (Horst di Matera), che le depressioni (graben) presenti fra esse, come quella fra la Murgia materana e le Murge di Santeramo-Cassano (Graben di Viglione); un braccio di mare più importante e più profondo, la “Fossa bradanica”, collegava il Mare Adriatico centro-settentrionale al Mare Ionio e si interponeva fra l’Appennino in via di formazione e l’arcipelago murgiano. Il lento abbassamento (subsidenza) della regione apula causava la progressiva sommersione dell’arcipelago, ed è in questo contesto che sui fianchi delle isole si accumulavano depositi costieri grossolani arenitico-ruditici costituiti sia da frammenti di organismi a costituzione carbonatica (biocasti) che vivevano in quelle aree costiere sia, localmente e in quantità minore, da detriti derivanti dalla erosione delle rocce calcaree esposte sulle isole.

Questi depositi biodetritici e/o litici, nel complesso disposti a mantello (con geometrie talora complesse) sui fianchi delle isole e con geometria planare sul fondo delle depressioni marine fra le isole, sarebbero diventati la roccia carbonatica porosa e facilmente lavorabile, nota localmente e commercialmente come tufo o tufo calcareo ma formalmente definita come “Formazione della Calcarenite di Gravina”. Le rocce di questa formazione, spessa da pochi metri ad un massimo di diverse decine di metri, rappresentano il substrato su cui si sono sviluppati i rioni Sassi, che in particolare insistono sul versante di una gravina che ha sezionato la parte alta del fianco di una vecchia isola. Circa 1,5 milioni di anni fa si registrava la massima risalita del mare sulle isole del paleo-arcipelago pugliese; questo fenomeno lasciava scoperti solo i rilievi più elevati, fra cui il culmine piatto della futura Murgia materana. Contemporaneamente i detriti portati dai fiumi che solcavano l’Appennino iniziavano a riempire il bacino marino della Fossa bradanica, che progressivamente veniva raggiunta da argille e colmata da sabbie e conglomerati. Questi stessi sedimenti raggiungevano anche le aree del vecchio arcipelago, andando a colmare tutti i bracci di mare compresi fra le vecchie isole, a seppellire quelle meno elevate, e a lambire la parte alta dei fianchi di quelle più imponenti. (da M. Tropeano et alii, 2016).

La Gravina di Matera
La Gravina di Matera, così come le altre gravine che caratterizzano il bordo sudorientale delle Murge, è una valle profondamente incisa in roccia la cui genesi complessa è stata causata dalla concomitanza ed interferenza di vari processi fisici. Intanto va immediatamente sottolineato che la Gravina è una forra in roccia, scavata dal corso d’acqua che tuttora scorre sul suo fondo.
L’ampiezza della valle è legata al lungo e complesso fenomeno evolutivo di recessione dei versanti e non deve essere immaginata come originata da un ampio fiume progressivamente ridottosi all’attuale torrente. Infatti tutte le valli esordiscono come piccole e stette incisioni a V; queste, approfondendosi, favoriscono l’arretramento dei versanti e un allargamento della valle sia per crolli successivi delle pareti sia per una continua regolarizzazione del pendio delle stesse a seguito dell’abbassamento del livello di base del corso d’acqua.

Il corso d’acqua che sarebbe diventato l’attuale Torrente Gravina di Matera, così come tutto il reticolo idrografico che caratterizza l’area, si imposta circa 800.000 anni fa, quando l’intera Italia meridionale inizia a subire un fenomeno di sollevamento tettonico (tuttora in atto). Prima del sollevamento, il tetto dei depositi sabbiosoconglomeratici che avevano colmato sia i bracci di mare presenti fra le vecchie isole dell’arcipelago murgiano che la parte centrale della Fossa bradanica rappresentava una ampia piana alluvionale prossima al Mare Ionio. Con l’inizio del sollevamento regionale, che progressivamente avrebbe portato la regione delle Murge Alte e il culmine della Murgia materana a superare i 500 m di quota e la costa ionica a ritirarsi verso l’attuale metapontino, i fiumi che si erano impostati sul tetto dei depositi sabbioso-ghiaiosi incidevano questi sedimenti e nel tempo raggiungevano le argille sottostanti e localmente le antiche rocce carbonatiche, dove riuscivano ad incidere le profonde valli incassate note come gravine. Nelle aree dove il substrato cretaceo non è stato raggiunto perché molto più profondo, le valli sono ampie e svasate perché sviluppatesi nelle argille.
Per quanto riguarda l’originale corso del Torrente Gravina di Matera, questo passava sul tetto dei depositi sabbioso-ghiaiosi a poca distanza dall’angolo nord-occidentale della Murgia materana che in quel momento era esposta. Il suo approfondimento ha permesso di intagliare molto presto il bordo sepolto dell’antica isola e, a differenza delle altre gravine che si sono sviluppate secondo il pendio esposto delle isole, la Gravina di Matera ha inciso il suo fianco perpendicolarmente rispetto al vecchio pendio sepolto. Ciò ha determinato una diversa esposizione delle rocce su versanti che si fronteggiano, ben apprezzabile affacciandosi da Matera verso la chiesa della Madonna delle Vergini o il ripiano del Belvedere. In più, il torrente, raggiungendo il substrato roccioso, ha progressivamente adattando il suo corso all’andamento delle principali zone di fratturazione presenti nei calcari cretacei. Per quest’ultimo motivo il suo reticolo risulta in parte di tipo angolare, con tratti rettilinei orientati prevalentemente circa NE-SO e NO-SE. Oltre ai tratti rettilinei, che presentano versanti con profili simmetrici, si distinguono però anche tratti sinuosi, con anse di meandro che presentano versanti con profili asimmetrici.

I Sassi di Matera
I Sassi sono un complesso organico di circa 3.000 abitazioni, di cui più della metà interamente scavate nella roccia. Vi vivevano più di 18.000 persone, ma da decenni c’è stato un abbandono ed un massiccio spopolamento che ha permesso però una totale conservazione dei Sassi stessi.
I Sassi di Matera rappresentano un ecosistema urbano straordinario, in grado di durare dal più lontano passato preistorico fino alla modernità.
I Sassi ed il Parco delle Chiese Rupestri di Matera sono un esempio rilevante di un insieme architettonico e paesaggistico testimone di momenti significativi della storia dell’umanità. Questi si svolgono dalle primitive abitazioni sotterranee scavate nelle facciate di pietra delle Gravine fino a sofisticate strutture urbane costruite con i materiali di scavo, e da paesaggi naturali ben conservati con importanti caratteristiche biologiche e geologiche fino a paesaggi urbani dalle complesse strutture. L’equilibrio tra intervento umano e l’ecosistema mostra una continuità per oltre nove millenni, durante i quali parti dell’insediamento tagliato nella roccia furono gradualmente adattate in rapporto ai bisogni crescenti degli abitanti.
I Sassi di Matera sono antichi agglomerati abitativi scavati completamente, o parzialmente, nella roccia.
Le rocce calcarenitiche ricoprono i bordi costieri del rilievo calcareo della Murgia e in particolare l’intero bordo Ovest, in cui tali affioramenti sono in eteropia con i depositi argillosi e sabbiosi della Fossa Bradanica di età quaternaria. La morfologia delle Murge e le incisioni erosive profonde scavate dalle acque sotterranee e di superficie, che in questo settore hanno formato le Gravine, ha permesso, in questi luoghi e in tempi assai antichi, l’insediamento di civiltà rupestri in grotte naturali, successivamente anche artificiali, scavate negli ammassi di questa roccia, chiamata localmente tufo.
Le calcareniti di Matera (plio-pleistocene) sono costituite da calcareniti biancastre e bianco-giallognole con grana variabile da fine a medio-grossolana, talora ruditica, e, subordinatamente, da calcareniti marnose.
I Sassi stupiscono per le abitazioni scavate nel tufo e realizzate parzialmente all’esterno con gli stessi materiali di scavo, e, per il complicatissimo sistema di canali e cisterne per recuperare la scarsa acqua presente. Matera oggi viene considerata una delle città più antiche del mondo. Infatti dal Neolitico ad oggi, per circa 7000 anni la vicenda umana si è svolta, senza alcuna interruzione, in uno stesso luogo. Insieme alla “città costruita” ha sempre convissuto una “città scavata” con diverse utilizzazioni nei secoli a seconda, soprattutto, delle varie vicende storiche ed economiche.
Un periodo in cui la grotta rupestre ha ripreso le sue funzioni abitative è stato quello della presenza massiccia delle comunità monastiche benedettine e greco-bizantine. Quest’ultime, in particolare, portavano dai luoghi di provenienza una cultura del vivere nella grotta che si fuse con una popolazione già esperta nella escavazione del tufo.
Inizialmente furono utilizzate alcune grotte naturali i cui accessi furono tamponati; nel tempo, seguì la costruzione di un prolungamento verso l’esterno che è la parte visibile dei Sassi, costruita con lo stesso materiale di scavo, e, il lento scavo proseguì all’interno nella roccia per realizzare altri vani, man mano che servivano per il gruppo familiare che vi abitava. Lo scavo è sempre stato effettuato verso il basso e, segue dei piani che consentono ai raggi solari invernali di entrare per tutta la lunghezza della grotta per illuminare e riscaldare gli ambienti ipogei. In estate invece, i raggi solari si arrestavano all’ingresso.
(da G. Spilotro et alii, 2016).


  • Il Geosito di Craco vecchia
Il Centro antico di Craco è arroccato sulla sommità di una dorsale orientata NW-SE, delimitata a sud ovest dal torrente Bruscata ed a nord est dal torrente Salandrella.
E' localizzato sul crinale di una delle porzioni più rappresentative del fronte dellʼAppennino meridionale, caratterizzato da unità alloctone, ricoperte da unità argilloso-sabbiose deformate appartenenti a differenti cicli deposizionali plio-pleistocenici.
In questʼarea sono visibili in affioramento le relazioni che intercorrono tra unità tettoniche alloctone intensamente deformate e unità argilloso-sabbiose appartenenti a differenti cicli deposizionali di età plio-pleistocenica, che si sono depositate durante lʼavanzamento del fronte della catena.
Nellʼarea di Craco affiorano importanti strutture tettoniche, che fanno emergere le unità alloctone in unʼarea caratterizzata dal prevalente affioramento delle unità plio-pleistoceniche. Lʼassetto tettonico è strettamente legato alla deformazione del margine frontale della catena appenninica, in seguito al progressivo avanzamento delle unità alloctone verso lʼavanfossa. Questi processi deformativi hanno generato una zona a triangolo, in cui i retroscorrimenti si uniscono in profondità alla superficie di scollamento basale.

La zona di Craco è situata in prossimità di importanti strutture trascorrenti orientate N100 – N110 che dislocano le pieghe ed i sovrascorrimenti della catena appenninica. La più importante di queste strutture (Faglia Scorciabuoi), che costituisce il limite settentrionale del Bacino di SantʼArcangelo e della Dorsale di Nocara, è caratterizzata da una cinematica trascorrente sinistra durante il Pleistocene inferiore – medio (Pieri P., et al., 1997). Queste faglie trascorrenti determinano un notevole rigetto nel fronte sepolto dellʼalloctono, proprio in prossimità dellʼabitato di Craco. Nellʼarea gli effetti della tettonica compressiva si combinano con locali strutture trascorrenti.
Le litologie affioranti nellʼarea di Craco possono essere suddivise in unità alloctone, di età Cretaceo-Oligocene (“Argille Varicolori”, Pescatore 1988), appartenenti alla catena appenninica e depositi plio-pleistocenici che poggiano in discordanza sulle precedenti unità (Lazzari & Lentini 1980; Carbone et al., 1991; Patacca & Scandone 2001).
Le unità alloctone sono costituite in buona parte da litologie argillose fortemente tettonizzate ed includono blocchi di calcareniti, calcilutiti e marne. In alcune località sono stati rinvenuti blocchi costituiti da frammenti di calcari di piattaforma del Cretacico e da quarzoareniti assimilabili al Flysch Numidico. Nel complesso le unità alloctone possono essere assimilate ad un mélange tettonico (Casero et al., 1988; Roure et al., 1991), in quanto costituite da blocchi allʼinterno di una matrice fortemente tettonizzata. Lʼetà di formazione del mélange deve essere successiva al Miocene inferiore-medio, come è testimoniato dalla presenza di blocchi costituiti da Flysch Numidico.
I depositi plio-pleistocenici sono stati suddivisi in due cicli, separati da una superficie di discordanza, ben visibile in corrispondenza del versante nord-orientale della collina di Craco. In particolare, in questa località si può osservare lʼappoggio in onlap dei depositi del ciclo superiore su questa superficie. In letteratura sono riportate due differenti interpretazioni riguardo allʼetà della successione plio-pleistocenica di Craco. Secondo alcuni autori (Lazzari & Lentini 1980; Carbone et al., 1991) il primo ciclo è riferibile al Pliocene inferiore, mentre il secondo ciclo può essere attribuito al Pliocene medio-superiore. In un recente lavoro Patacca & Scandone (2001), pur non presentando dati stratigrafici di dettaglio sullʼarea di Craco, ringiovaniscono notevolmente i due cicli che vengono riferiti rispettivamente al Pliocene superiore e al Pleistocene inferiore.


Il ciclo inferiore è composto da corpi conglomeratici lenticolari con intercalazioni sabbiose che passano verso lʼalto a sabbie bioclastiche, definite informalmente “sabbie inferiori” . La porzione centrale del ciclo è costituita da argille marnose con orizzonti sabbiosi, a cui segue un altro livello di sabbie bioclastiche, denominate “sabbie superiori”. Lo spessore dellʼintero ciclo può essere stimato intorno a 350 metri. Questa successione è ben visibile lungo il versante sud-occidentale di Tempa S. Lorenzo e lungo il versante nord-orientale della collina di Craco. In questa seconda località sono visibili tutte le unità che compongono la successione, anche se è presente un orizzonte composto da Argille Varicolori, apparentemente intercalato allʼinterno delle argille marnose.
Il ciclo superiore è costituito prevalentemente da argille marnose grigie con intercalazioni di sabbie (Argille di Craco; Patacca & Scandone, 2001), ed è caratterizzato dalla presenza di due livelli tufitici di spessore metrico che rappresentano due importanti markers stratigrafici allʼinterno delle litologie monotone che compongono questa successione. Lungo il versante nord-orientale della collina di Craco la porzione basale del ciclo superiore è talvolta marcata da un intervallo sabbioso, che presenta una scarsa continuità laterale in quanto appoggia in onlap sulle sabbie del ciclo inferiore. (da Bentivenga M. et al, 2003).
Lʼarea di Craco assume una grande valenza sia didattico-scientifica sia paesaggistica in quanto mette in evidenza sia i processi che avvengono nella porzione frontale di un prisma di accrezione in avanzamento sia la notevole varietà morfologica strettamente collegata al particolare assetto tettonico dellʼarea.
Infatti l'assetto stratigrafico-strutturale rappresenta la principale causa predisponente dei numerosi movimenti di massa che si sono sviluppati soprattutto lungo il versante sud-occidentale della dorsale con le continue riattivazioni che hanno provocato il trasferimento del paese a partire dalla fine del 1959 e lʼabbandono nel 1972 (Del Prete & Petley 1982).


Dott. Geol. Domenico MARINO - P.iva 01571350766
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