Geo-Pollino - GEOSINIS

Dott. Geol. Domenico MARINO
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Geo-Pollino

Geologia e Geositi
Il Parco Nazionale del Pollino gode di una notevole Geodiversità per aspetti geologico-strutturali, geomorfologici, idrogeologici, paleontologici che sintetizzano una storia geologica di milioni di anni.
Il Territorio del Parco ospita culture ed etnie diverse che in piccoli borghi medievali tra monumenti artistici ed architettonici, prodotti agricoli ed enogastronomici ne arricchiscono la storia e le tradizioni. Le pregevoli risorse antropiche e naturali ravvivate da una variegata popolazione di specie vegetali e animali si integrano fra paesaggi mozzafiato in grado di allietare i vistatori durante viaggi emozionanti tra forme carsiche, forme glaciali relitte, rocce dall'aspetto unico raccontate da una storia geologica tanto complessa quanto surreale.
Altrettanto surreale è la storia geologica delle Ofioliti (comunemente definite Rocce Verdi) che milioni di anni fa dai fondali del lontano Oceano della Tetide sono state spinte verso Oriente da immense forze tettoniche ed oggi si ritrovano immerse in paesaggi dalla morfologia dolce e terreni fragili disturbati da estese frane.
Verso Nord ai confini del Parco si scende tra le valli del Fiume Sinni e dei suoi affluenti sui cui versanti affiorano i depositi silico-clastici del Bacino di Sant'Arcangelo di orgine tettonica ancora oggi oggetto di numerosi studi e scenario di diversificati paleoambienti di sedimentazione.

In un autentico museo all'aperto tra paesaggi attraenti ed incontaminati affiorano molteplici siti di interesse geologico (Geositi) ciascuno dei quali registra gli eventi sedimentari e tettonici che hanno interessato la formazione geologica di appartenenza durante le passate Ere geologiche.
L'area del Pollino è compresa nel Parco Nazionale del Pollino recentemente inserito nella Rete Europea degli UNESCO GEOPARK.
E' situata al Confine Calabro-Lucano che rappresenta un'area di grande interesse nel quadro geologico dell'Appennino meridionale. Infatti caratterizza una zona di raccordo tra i domini calcarei dell'Appennino meridionale e le coltri cristallino-metamorfiche-sedimentarie dell’Arco Calabro-Peloritano (Schiattarella, 1996). L’area è stata interessata dallo sviluppo di un sistema di faglie, con orientazione media N120°, e iniziale cinematica di trascorrenza sinistra che hanno prodotto l’accostamento di terreni appartenenti a diversi domini paleogeografici. Ciò è avvenuto in seguito alla migrazione verso SE dell’Arco Calabro, come risposta all’arretramento flessurale della litosfera Ionica in subduzione (Malinverno & Ryan, 1986). I terreni più profondi esposti nell’area affiorano al Monte Alpi (Van Dijk et alii, 2000). È una successione carbonatica (Piattaforma apula), sollevata nelle fasi tettoniche tardive della costruzione dell’orogene, in seguito all’attività di un sistema di faglie transpressive sinistre orientate N120° (Van Dijk et alii, 2000). L’elemento geometricamente più elevato è rappresentato dal Complesso Liguride (Ogniben, 1969; Vezzani, 1969; Bonardi et alii, 1988).

I termini liguridi giacciono in sovrapposizione tettonica sulle unità carbonatiche che derivano dalla deformazione della Piattaforma Appenninica (Unità Alburno-Cervati (Amodio Morelli et alii, 1976). Le formazioni che compongono le unità di piattaforma sono rappresentate da un complesso calcareo-dolomitico (Trias sup.- Cretaceo sup.). In continuità passano alla Formazione di Trentinara (Selli, 1957), costituita da una sequenza ben stratificata di biocalcareniti, calcilutiti e calcareniti e marne del Paleocene-Eocene. Segue in concordanza la Formazione di Cerchiara (Selli, 1957), costituita da calcareniti del Miocene inferiore. La Formazione del Bifurto (Selli, 1957), data da un’alternanza di argilliti, calcari marnosi, calcareniti, brecciole a macroforaminiferi e quarzareniti del Miocene medio, chiude in concordanza la successione.
- Stratigrafia delle Unità Liguridi
(da Bonardi et alii, 1988)
Bonardi et alii (1988) suddividono le Unità liguridi in due differenti gruppi di unità tettoniche (Fig. 9): il primo comprende i terreni sedimentari sinorogenici, del Gruppo del Cilento, rappresentati dalle Formazioni di Pollica, San Mauro, Albidona (Burdigaliano sup.-Langhiano) e poggianti in discordanza sull’Unità Nord Calabrese (Bonardi et alii, 1988); il secondo gruppo comprende i terreni metamorfici dell’Unità del Frido, quelli cristallino-metamorfici del mélange di Episcopia-San Severino e quelli dell’Unità Nord-calabrese.
L’Unità del Frido (Bonardi et alii, 1988) è tettonicamente sovrapposta all’Unità Nord Calabrese. Questa unità affiora estesamente al confine Calabro-Lucano; è costituita da una successione di terreni metamorfici e polideformati. I suoi terreni rappresentano i relitti di un dominio oceanico, e sono stati interpretati come elementi derivanti dalla catena Eo-Alpina (Amodio Morelli et alii, 1976; Bonardi et alii, 1982), o come elementi che facevano parte di un bacino oceanico compreso tra il dominio Africano e quello Calabride (Knott, 1987).
L’Unità del Frido ha subito eventi deformativi a differenti livelli crostali, con un trasporto tettonico verso l’attuale NNE (Knott, 1987; Monaco et alii, 1991; Monaco & Tortorici, 1995) ed è interessata da un metamorfismo di alta pressione e bassa temperatura (HP/LT)., Secondo Monaco et alii (1991) l’Unità del Frido può essere suddivisa in due subunità tettonicamente sovrapposte. La subunità ad argilloscisti, geometricamente inferiore e la subunità a calcescisti, geometricamente superiore. Alle rocce metasedimentarie di basso grado sono associate lembi di ofioliti costituiti da corpi lentiformi di peridotiti serpentinizzate e da corpi di metabasiti di dimensioni variabili (Spadea, 1979), oltre a rocce cristalline di crosta continentale. Queste ultime rocce sono costituite principalmente da gneiss granatiferi, gneiss biotitici, gneiss albitici, pegmatiti ed anfiboliti (Spadea, 1982).
Le rocce di suite ofiolitica del Complesso Liguride rappresentano, nell’Appennino meridionale, siti di grande importanza geologica. Esse sono, infatti, una tra le migliori testimonianze dell’antico Oceano Giurassico presente nella catena Appenninica meridionale; rappresentano porzioni di litosfera oceanica e sono prevalentemente costituite da rocce basiche ed ultrabasiche. La costante presenza di sedimenti di mare profondo e la struttura a cuscino (pillow) delle rocce vulcaniche, ha permesso di riconoscere che tali associazioni si erano generate in ambiente marino. I frammenti di crosta continentale associati ai lembi di successioni ofiolitiche sono strettamente associate alle successioni di fondo oceanico, e possono fornire utili indicazioni riguardo alle caratteristiche dell’oceano da cui si sono originate le Unità Liguridi assumendo un importante significato nell’evoluzione geodinamica dell’area del Mediterraneo occidentale.


Circa 100 milioni di anni fa la compressione della Tetide, dovuta all’avvicinamento delle due placche continentali, europea ed africana, provocò un corrugamento del territorio e la lentissima formazione dei rilievi. Più tardi, 5 milioni di anni fa, movimenti contrapposti di distensione determinarono le fratture delle rocce emerse, chiamate propriamente faglie, di cui un esempio è ben visibile nella parete meridionale di Timpa Falconara. Successivamente lo sprofondamento di ingenti blocchi di roccia ha provocato grandi fosse tettoniche di cui la Valle del Mercure, un tempo sommersa da un grande lago, è una diretta testimonianza. Nella Valle del Mercure, nel 1979, è stato ritrovato lo scheletro di un grande esemplare di Elephas antiquus italicus, in ottimo stato di conservazione: si tratta di un pachiderma alto circa 4 metri vissuto tra 700 mila e 400 mila anni fa e rinvenuto sulle sponde del lago che copriva l’intera valle, quando, al ritiro dei ghiacciai, l’area era interessata da un clima subtropicale.

Le Forme glaciali del Pollino
L’avvento dei ghiacciai nel corso dell’ultima glaciazione di Wurm, avvenuta tra 100 mila e 12 mila anni fa, ha ulteriormente eroso le valli e i pianori di alta quota, definendo la morfologia delle vette. Numerose forme glaciali testimoniano la trasformazione del territorio: l’accumulo di enormi masse di ghiaccio ha dato luogo ai circhi glaciali osservabili nel versante settentrionale del Monte Pollino, di Serra del Prete o di Serra Dolcedorme, nella conca della Fossa del Lupo e nel versante meridionale della Mula, dove si possono riconoscere i depositi morenici dovuti al trasporto di pietre e detriti che la lenta fase di ritiro dei ghiacciai ha comportato.

- Mappa delle forme glaciali sul Massiccio del Pollino (da Giraudi, 1998)

In alcuni casi si sono concentrati ingenti accumuli di materiale, che hanno formato le collinette moreniche, in altri casi il ritiro dei ghiacciai ha abbandonato grandi massi isolati, cosiddetti massi erratici, di cui splendidi esempi possono essere osservati nell’area del Piano di Acquafredda e dei Piani di Pollino. Inoltre anche la presenza nel territorio del Parco del Pino loricato, rappresentante appenninico di una specie rarissima della flora europea, racconta una storia di drammatiche trasformazioni climatiche avvenute in corrispondenza degli ultimi cicli glaciali, quando buona parte dell‘Appennino meridionale era povero di foreste di latifoglie ed era invece ricoperto da una rada boscaglia di pini.

Le Forme Carsiche
I rilievi calcareo-dolomitici dell'area in esame sono stati e sono soggetti a processi carsici più o meno manifesti a seconda delle condizioni litologiche e strutturali dei singoli tipi litologici. Le forme esterne, quali campi carreggiati (lapiés) e doline sono quasi esclusivamente localizzate sui calcari del Cretaceo: da notare l'ampia superficie carsificata sul versante sud-ovest di M. Moschereto o
sulle placche di detrito calcare o cementato in località Fagosa, sul versante nord-est della dorsale Serra Dolcedorme-Monte Manfriana. Sono presenti anche le grandi depressioni carsiche tipiche degli altipiani appenninici, i cosiddetti campi o piani carsici.
tratta di potenti pile calcare e che, comportandosi rigidamente sotto gli sforzi tettonici cui è soggetta la crosta terrestre, sono state suddivise in grossi blocchi monoclinali, delimitati da piani di faglia e rialzati o abbassati gli uni rispetto agli altri. Numerosi bacini dal fondo pianeggiante sono quindi rimasti affossati e delimitati da ripidi fianchi calcarei. Queste conche di sprofondamento, o fosse tettoniche, sono state spesso rimodellate dai fenomeni carsici, e in tal caso dovrebbero prendere il nome di conche tettono-carsiche.
Esse sono pressoché prive di deflusso superficiale, poiché le acque meteoriche finiscono presto nel sottosuolo attraverso gli inghiottitoi.
Nella zona possono essere riferite a queste forme il Piano di Campotenese, il Piano di Ruggio, il Piano di Zaperna, il Piano Vacquaro e probabilmente lo stesso Piano del Pollino; queste aree hanno subito l'azione modellatrice di successivi cicli d'erosione, i cui risultati rendono difficile il riconoscimento delle tipologie carsiche. Così come il Piano del Pollino ed i sotto stanti Piano Vacquaro e Zaperna hanno subito le trasformazioni conseguenti alle glaciazioni wiirmiane, il Piano di Campotenese ha ospitato un bacino lacustre.
In relazione alla massiccia presenza dei materiali solubili calcarei o calcareo-dolomitici si riscontra una certa povertà di forme esterne; questo è dovuto in gran parte all'acclività molto elevata dei rilievi calcarei (quindi lo sviluppo di forme come le doline è ostacolato) ed anche all'elevato grado di fratturazione di tali rocce. Sembra quindi comprensibile che la grande quantità di fratture che contraddistingue queste rocce, fratture generalmente rese beanti dall'azione solvente delle acque di precipitazione, ha favorito in modo particolare le forme carsiche ipogee. Si può notare infatti la presenza di numerose grotte carsiche sia negli strati calcarei che al contatto tra i calcari del Cretaceo e le dolomie triassiche, ad esempio ad ovest della linea di cresta che unisce le cime di M. Moschereto e M. Manfriana a quella di M. Pollino e lungo il solco tettonico della fossa di Timpa (4) San Lorenzo. In certi casi si hanno ingressi di grotte carsiche persino nei detriti antichi cementati e nelle conidi a detrito cementato e stratificato come nella Grotta della Sirena a NO di Cozzo Palumbo, le grotte a monte di Masseria Tocci nei pressi di Frascineto, la Grotta del Pozzo a SO di T.ne del Corvo (Frascineto). (da G. Gisotti, 1987).



  • Il Bacino del Mercure
Il Bacino del Mercure è situato nell'Appennino Meridionale al confine Calabro-lucano e costituisce una depressione intramontana colmata da due sequenze distinte di depositi lacustri e di conoide, ascritte rispettivamente al Pleistocene medio ed al Pleistocene medio-superiore (Lona e Ricciardi, 1961).
Il Bacino interrompe la continuità fisica della Catena del Pollino, essendo interposta tra i rilievi più occidentali di quest'ultima ad oriente ed i monti di Lauria (che da un punto di vista morfostrutturale rappresentano la prosecuzione della dorsale carbonatica del Pollino) ad ovest. Il basso strutturale del Mercure è  ggradate
in massima parte da sedimenti fluvio-lacustri medioaltopleistocenici e, subordinatamente, da terreni quaternari più antichi, costituiti da brecce di versante ed eteropici depositi conoidali continentali riferibili alla parte alta del Pleistocene inferiore.
Il bacino del Mercure è separato dalla Val Sinni dall'alto morfostrutturale de La Fagosa, una dorsale ad andamento N 110°-120° costituita principalmente da metasedimenti terrigeni ofiolitiferi dell'Unità del Frido (Amodio Morelli et al., 1976; Knott, 1987; Mauro & Schiattarella, 1988; Bonardi et al., 1988, e bibliografie contenute) tettonicamente sovrapposti ai carbonati mese-cenozoici in facies di piattaforma dell'Unità Alburno-Cervati-Pollino e dell'Unità di Verbicaro (D'Argenio et al., 1973; Amodio Morelli et al., 1976; letto et al., 1992, e bibliografie contenute). Le successioni carbonatiche formano l'ossatura geologica della dorsale montuosa che da Lauria decorre con andamento N120° fino alla Piana di Sibari, compresa nella fascia di taglio del sistema di faglie del Pollino (D'Argenio, 1966; Ghisetti & Vezzani, 1982; Turco et al., 1990). A meridione della dorsale si apre verso est il bacino di Castrovillari (Colella, 1988; Russo & Schiattarella, 1992), che rappresenta l'appendice settentrionale della più estesa fossa tettonica del Fiume Crati (Vezzani, 1968; Lanzafame & Tortorici, 1981; Colella et al., 1987), allungata in direzione meridiana tra la Catena Costiera Calabra ed il Massicio della Sila.
Le prime ricerche sulla geologia del bacino del Mercure risalgono alla fine del secolo scorso, ad opera del celebre Giuseppe De Lorenzo (1898). Secondo l Autore lucano l'età della successione fluvio-lacustre è da riferire al Pleistocene, come documentato dai resti fossili di vertebFati. La genesi del bacino sarebbe dovuta allo sbarramento tettonico dell'alta valle del Fiume Sinni, mentre l'estinzione risulterebbe legata all'erosione della soglia da parte del Fiume Lao. Una datazione più accurata del riempimento quaternario lacustre, basata sull'analisi pollinica, si deve a Lona & Ricciardi (1961), che attribuiscono la successione al Pleistocene medio-superiore (post-Mindel - pre-Wurm). Questa attribuzione cronologica è stata confermata dallo studio della GE.MI.NA (1963) finalizzato allo sfruttamento dei livelli lignitiferi.

l depositi lacustri s.s. sono costituiti da argille e, più diffusamente, da marne lacustri estremamente fossilifere e ricche di pollini, che affiorano in buona parte della porzione settentrionale ed orientale del bacino, lungo la congiungente Castelluccio Inferiore-Viggianello. A questi sedimenti sono intercalati numerosi banchi di lignite spessi anche qualche decina di metri, attivamente sfruttati in passato. In affioramento i depositi lacustri, sottilmente stratificati ed a luoghi varvati, sono spessi al massimo 70 m. Sottili intercalazioni piroclastiche e banchi di travertino fitoclastico sono talvolta presenti. Le marne lacustri sono tipicamente interdigitate ai depositi ghiaiosi e spesso li ricoprono, con placche dello spessore di qualche decina di metri, estendendosi anche verso gli altri settori del bacino, come sui ripiani nei dintorni di Rotonda (località il Cugno, Montagna e Fontanelle) e di Laino (località S.lanni, Fornari, Cesariello e Tavernito).
Ciò indica chiaramente fasi alterne di ampliamento e restringimento dello specchio lacustre che nella sua fase di massima estensione doveva occupare una superficie di circa 80 km2, con un depocentro "finale" coincidente con il settore settentrionale dell'attuale bacino, come testimoniato dalla mappa di distribuzione dei sedimenti più fini allungati in direzione NW-SE. Questo settore si sviluppa lungo tutto il bordo settentrionale della conca ed è caratterizzato da un substrato pre-quaternario di natura essenzialmente terrigena (Unità del Frido), con versanti la cui instabilità durante la fase lacustre è documentata dalla presenza di corpi di frana all'interno della successione marnosa, come riscontrato nei sondaggi (GE.MI.NA., 1963). Sebbene lo spessore in affioramento dei depositi fluvio-lacustri non superi il centinaio di metri, i dati derivanti dai sondaggi denunciano la presenza di almeno altri 200 m di sedimenti nell'area depocentrale "primitiva" della depressione, che si dipana con andamento antiappenninico lungo il bordo orientale del bacino (GE.MI.NA., 1963).
L'età dei depositi fluvio-lacustri è stata desunta essenzialmente dalle indicazioni fomite dai reperti pollinici contenuti nei sedimenti fini lacustri (Lona & Ricciardi, 1961) e si riferisce esclusivamente agli ultimi 175 m di successione, riferiti al periodo compreso tra la glaciazione del Mindel e quella wurmiana. La presenza del polline di Zelkowa, scomparso con l'ultima glaciazione dalle nostre latitudini, conferma che non tutto il Wurm è compreso nell'indicazione cronologica fornita dagli Autori citati.
D'altro canto l'assenza di pollini di specie vegetali riferibili al Pleistocene inferiore conferma l'età medio-pleistocenica. l depositi lacustri sono peraltro localmente ricoperti da brecce di versante ritenute di età wurmiana o altopleistocenica. Simili brecce, in località lungo la costa tirrenica, contengono livelli di piroclastiti di sicura età altopleistocenica ed a luoghi fossilizzano depositi marini di età tirreniana. Va tenuto presente, inoltre, che depositi marini di età siciliana sono sospesi a mezza costa sui due versanti della valle del Fiume Lao fino a 215 m s.l.m., alcuni chilometri a valle della forra di Laino. La posizione geomorfologica dei depositi fluvio-lacustri del Mercure permette dunque di ritenere che essi siano "incastrati" in quelli marini di età siciliana e quindi successivi. l sedimenti lacustri s.I. sono, infine, "incastrati" anche nei depositi detritici (''brecce rosse" Auct.) del Pleistocene inferiore (Siciliano) affioranti sui ripiani erosionali ai margini del bacino. Pertanto, pur in assenza di datazioni assolute, non vi è alcun valido motivo per dubitare dell'attribuzione al Pleistocene medio-superiore di buona parte della successione fluvio-lacustre, anche se la sua base potrebbe essere leggermente più antica.
Il Fiume Mercure, che nel territorio calabrese prende il nome Lao, scorre nella parte centrale del bacino, dapprima in senso WNW-ESE e poi NE-SW, dividendolo in due parti caratterizzate da un diverso assetto morfologico. La porzione meridionale è costituita prevalentemente dai depositi clastici grossolani della successione fluvio-lacustre, sulla sommità dei quali è inscritta un'ampia superficie deposizionale subpianeggiante (il terrazzo fluvio-lacustre) profondamente dissecata dai principali corsi d'acqua, come il Fosso Schettino, che conservano ancora il primitivo carattere di conseguenza.
La superficie terrazzata coincide con quella, debolmente inclinata, delle vecchie conoidi alluvionali tributarie del lago pleistocenico. Lungo il fondovalle si rilevano altre superfici terrazzate che accompagnano, sebbene in maniera discontinua, l'intero sviluppo del tracciato fluviale fino al suo ingresso nella forra incisa nelle dolomie mesozoiche, nei pressi dell'abitato di Laino Borgo.

L'individuazione tettonica della depressione si è articolata in almeno due distinti momenti, da collocare nel Pleistocene inferiore data l'età dei depositi coinvolti nei vari stadi morfoevolutivi. E' probabile dunque che in seguito alla c.d. fase tettonica emiliana si individui un'ampia depressione drenante verso l'adriatico (Paleosinni), che interrompe la continuità assiale della catena in questo settore dell'Appennino. Questo basso morfostrutturale viene parzialmente colmato da sedimenti detritici ("brecce rosse" Auct.), prodotti dal disfacimento dei primi versanti di faglia, che verso valle passano eteropicamente ad apparati di conoidi alluvionali ("Sabbie e Conglomerati di Serra Cornata", di età siciliana), tributarie di depressioni lacustri che occupano in quel momento l'area del vecchio bacino marino di S. Arcangelo. Con la fase finevillafranchiana, occorsa tra la fine del Pleistocene inferiore e l'inizio del Pleistocene medio, si assiste allo sbarramento dell'alta valle del Paleosinni per sollevamento relativo della dorsale de La Fagosa, che consente l'accumulo dei sedimenti fluvio-lacustri del Mercure durante parte del Pleistocene medio-superiore. Il bacino lacustre si svuota nel Pleistocene superiore, forse durante la regressione wurmiana, per erosionedella soglia nel punto topograficamente più basso (nei pressi di Laino). Durante i periodi freddi del Wurm accumuli detritici intasano le valli che solcano i rilievi marginali della conca e si dispongono lungo i versanti bordieri, fossilizzando i depositi lacustri. Forse con la risalita eustatica versiliana, il Mercure-Lao sperimenta una breve sosta nella reincisione dei sedimenti lacustri, consentendo prima l'accumulo e poi il terrazzamento delle alluvioni lungo l'asta valliva.


Reperti Paleontologici del Mercure
La Valle del Mercure è un ampio bacino fluviale, e come confermano gli studiosi, era interamente occupata da un lago Pliocenico che, a seguito delle evoluzioni geologiche della Terra, è interamente scomparso, per via di fratture che hanno favorito il deflusso verso il Mar Tirreno. Ne sono la prova i reperti paleontologici: oltre a ippopotami (Hippotamus), il rinoceronte, la iena, l'orso, rettili oceanici, lucertole gigantesche, la tigre, è stato rinvenuto interamente un Mammut o elefante primigenio (Elephas) di 400.000 – 700.000 anni fa, ora conservato presso il Museo di Naturalistico e Paleontologico di Rotonda.
Una fauna molto ricca che dà l’idea di quello che doveva essere l’ambiente del Paleomercure intorno all’antico lago.
Lo studio dei grandi vertebrati che hanno popolato l’Italia meridionale durante il Quaternario, è infatti particolarmente interessante per la ricostruzione dei paleoambienti che hanno contraddistinto la sua storia paleogeografica.
In particolare la presenza di una fauna di rinocerontidi nell’area del Mercure è molto importante perché completa il quadro della presenza dei grandi pachidermi che soggiornavano sulle sponde di grandi distese di acqua, come quella del Paleomercure.
L’antico lago, a secondo delle fluttuazioni climatiche ripasceva oppure si restringeva a dimensioni di stagno o acquitrino.
Il Bacino del Mercure iniziò a impostarsi almeno 800.000 anni fa verso la metà dell’era quaternaria; il periodo geologico che vi corrisponde è il Pleistocene medio. La durata dell’antico lago si è protratta per circa seisettecentomila anni; lo svuotamento e l’estinzione si può far risalire fino alle soglie dell’ultima glaciazione, quella wurmiana, circa 80.000 anni fa, approssimativamente in un’epoca coeva a quella dell’Uomo paleolitico di Castrovillari di cui sono state trovate tracce interessanti sul versante meridionale del Pollino.

- Camapagna Paleontologica nella Valle del Mercure anno 1997 (resp. Prof. E. Cravero).

La Sorgente del Mercure
La sorgente del Meercure è ubicata alla quota 405 m s.l.m. sul versante NW del Massiccio del Pollino ed alimenta il Fiume omonimo.
Ha una portata idrica media dell'ordine di 1,6 mc./sec.

rappresenta il punto altimetricamente più depresso dell'intera cintura impermeabile che tampona l'intero schema acquifero carbonatico del Pollino rappresentata in quel punto dai depositi fluvio-lacustri del bacino.
La Sorgente del Mercure è la più copiosa dell'intero Apennino calabro-Lucano. La sua emergenza si manifesta al piede del M. Grattaculo, caratterizzato da rocce calcaree afferenti all'unità Alburno-Cervati-Pollino, in corrispondenza del contatto con i terreni di origine fluvio-lacustre che colmano la valle del F. Mercure.
Le acque sorgive emergono per una soglia di permeabilità sovraimposta, rappresentata dai depositi fluviolacustri. La sorgente dava vita in passato a numerose polle distribuite in una modesta conca delimitata da sponde acclivi e in cui affioravano entrambi i litotipi suddetti. Allo stato attuale un modesto invaso artificiale ha sommerso buona parte delle scaturigini, definendo una quota del pelo libero variabile, regolabile in funzione delle esigenze della centrale idroelettrica a cui è asservita la sorgente.

Le Gole del Lao
Il Lao è un breve, ma importante fiume a corso perenne del versante tirrenico della Calabria.
Nasce in Basilicata, laddove viene chiamato Mercure, nel Parco nazionale del Pollino su Serra del Prete, altura del Massiccio del Pollino ad oltre 2000 m di quota, nel territorio di Viggianello (PZ). Inizialmente il fiume ha andamento prevalente da E-NE a O-SO. Entrato in territorio calabrese presso i centri di Laino Borgo e Laino Castello accoglie le acque degli affluenti Battendiero e Jannello mutando qui il nome in Lao. Da questo punto, copioso di acque tutto l'anno, entra in una spettacolare gola scorrendo estremamente incassato per svariati chilometri, attraversando anche il retti torio comunale di Papasidero. Giunto nei pressi di Orsomarso riceve da sinistra il fiume Argentino, suo principale tributario, ed esce dal tratto ingolato allargandosi notevolmente nel proprio alveo, dove si dirama a mo' di delta in svariati bracci secondari per sfociare nel Tirreno in territorio del comune di Scalea.
Pur avendo un regime spiccatamente torrentizio con notevolissime variazioni di portata (specialmente in autunno quando può dar luogo a piene imponenti), il Lao si distingue nettamente dagli altri corsi d'acqua della Calabria per la copiosità delle sue portate medie (oltre 12 mc/s, il quarto della regione dopo Crati, Neto e Coscile) e minime (anche in estate difficilmente scende sotto i 5 mc/s), ciò grazie alla notevole permeabilità di gran parte del suo bacino.
Proprio per queste sue caratteristiche peculiari ed anche per la purezza delle sue acque, la bellezza e la lunghezza del suo tratto ingolato, il fiume Lao viene utilizzato per discese di rafting e canoa.

Il Rafting è una discesa fluviale su un particolare gommone inaffondabile e autosvuotante chiamato raft.
I gradi di difficoltà nella navigabilità dei fiumi su cui si scende con il raft sono ordinati secondo la scala WW, ufficialmente riconosciuta dalla International Canoe Federation (I.C.F.), organismo che riunisce le federazioni nazionali di canoa e kayak.
La scala e' strutturata su sei livelli o gradi, espressi in numeri romani.
WW I - Molto Facile - definito "molto facile" e "facile" - acqua piatta con tratti in corrente
WW II - Facile - definito "molto facile" e "facile" - acqua piatta con tratti in corrente
WW III - Non facile - definito "non facile" - acqua corrente come secondo grado, con sporadici passaggi in piccole rapide
WW IV - Impegnativo definito "impegnativo" - tratti di fiume con rapide in successione
WW V - Molto impegnativo - definito "molto impegnativo" - tratti di fiume con rapide impegnative e in pendenza con eventuali salti d'acqua
WW VI - Estremamente difficile - tratto di fiume al limite della navigabilità
Il fiume Lao offre un livello di difficoltà WW III, con alcuni passaggi nelle gole con livello WW IV (livello di navigazione molto difficile legato all’assenza di vie di fuga e quindi alla difficoltà di un eventuale intervento di soccorso).

Dal punto di vista morfologico, la lunga valle fluviale incassata del Lao si caratterizza per una vasta apertura verso la foce che la porta a formare un’ampia area alluvionale. Dal punto di vista litologico, il bacino del Lao è costituito da conglomerati argillosi nella parte di monte; nella parte centrale si ritrovano invece prevalentemente rocce carbonatiche: calcari ben stratificati grigio-scuri, dolomie, calcari dolomitici, talvolta con intercalazioni di argille. Nella parte terminale affiorano calcareniti e scisti argillitici grigi.

I principali parametri morfometrici del bacino del fiume Lao sono:
- Lunghezza dell’asta principale: 48.68 km;
- Superficie bacino: 595.9 kmq.;
- Perimetro bacino: 144.7 km
- Quota massima: 2120 m s.l.m.;
- Quota minima: 0 m s.l.m.;
- Quota media: 768 m s.l.m.;
- Pendenza media: 1.9 %;
- Densità di drenaggio: 2.91 km/kmq.
Per quanto riguarda il reticolo idrografico, secondo la classificazione di HortonStrahler, il bacino del fiume Lao può essere classificato come di ordine 6.
Allo stato l’attività sportiva è esercitata da diversi gruppi locali organizzati in società, con sede principalmente nei Comuni di Laino Borgo e Papasidero, ed Associazioni, che hanno come obiettivo l’auto sostentamento e la possibilità di rendere fruibile il fiume da parte di locali e turisti.

  • Il Geosito di Madonna del Pollino
Il Geosito sorge sulla cima di un’imponente dorsale carbonatica, la Cresta del Pollino, delimitata sul lato occidentale da una ripida scarpata, che culmina con Timpa Canocchiello a 1885 m di quota, scendendo per 4,5 km in direzione NNO fino alle sorgenti del Frido, a circa 850 m più in basso.
Ricade in un lembo di territorio molto significativo del Parco Nazionale, che si identifica con il cosiddetto “cuore del Pollino”, area circoscritta dalle vette di Serra del Prete, M. Pollino, Serra Dolcedorme, Serra delle Ciavole e Serra di Crispo, ed, in particolare, nel settore compreso tra gli abitati di Mezzana, Salice, Canocchielle, la valle del Frido.
A 1537 m di quota sorge la chiesa della Madonna del Pollino, uno dei Santuari più famosi della Basilicata e della Calabria, dove per quasi tre secoli, fino a pochi decenni or sono, folle di devoti si recavano in pellegrinaggio, percorrendo impervi sentieri che facevano capo agli abitati di S. Severino Lucano, Terranova del Pollino, Viggianello e Frascineto.
Nel contesto geologico in cui ricade affiorano tre distinte Unità strutturali poste tra loro in contatto tettonico che sono dal basso verso l’alto strutturale: l’Unità del Pollino, il Flysch calabro-lucano e l’Unità del Frido.
  • L’Unità del Pollino è rappresentata da una potente successione carbonatica, Giurassico-Cretacea (Amodio Morelli et al, 1976; Ghisetti & Vezzani, 1983) sulla quale si rinviene in trasgressione concordante la Formazione miocenica argilloso-calcarenitica del Bifurto (Selli, 1957), presente in piccoli lembi nei pressi del Santuario di Madonna del Pollino.
  • L’Unità del Flysch calabro-lucano è una successione non metamorfica ricoperta tettonicamente dall’Unità del Frido e sovrascorsa direttamente sull’Unità carbonatica di Madonna di Pollino.
  • L’Unità del Frido affiora ampiamente nell’area esaminata, circoscrivendo quasi interamente la metà settentrionale della morfostruttura carbonatica monoclinalica della Madonna del Pollino, che appare interessata da numerosi sistemi di fagliazione diretta, che determinano un sistema ad horst e graben. Mostra caratteri di debole metamorfismo d’alta pressione al limite tra la diagenesi e la facies a scisti verdi (Amodio Morelli et al., 1976), presentandosi molto fratturata, piegata e con giacitura caotica.
     
               - Santuario di Madonna del Pollino sull'omonima cresta calcarea.

Sorgente del Frido
Il fronte sorgentizio del Frido è localizzato in corrisponda di un importante elemento strutturale compressivo che determina la sovrapposizione tettonica delle successioni carbonatiche ad elevata permeabilità del Pollino sulle successioni pelitiche a bassa permeabilità dell'Unità del Frido. Esso è costituito da 10 diverse polle e si estende per circa 300 m, tra la quota 1025 m s.l.m. e 1035 m s.l.m. Tali sorgenti, in virtù dell’assetto strutturale dell’area, sono classificabili come sorgenti per soglia di permeabilità sovrimposta; esse fanno capo ad un sistema fessurato e carsificato caratterizzato da un regime idrologico marcatamente condizionato dagli apporti nivo-pluviali.Attualmente la sorgente è utilizzata per l'alimentazione di un acquedotto potabile ed è captata mediante una galleria drenante lunga oltre 500 m.

Sebbene la gran parte delle acque sotterranee trovano sbocco in corrispondenza del fronte sorgentizio del Frido, rilievi accurati hanno evidenziato che lungo l’intero alveo a monte e in corrispondenza dello stesso fronte sorgentizio vi sono emergenze non captate e significative perdite idriche in alveo (valutabili grossomodo in circa 200 - 250 l/s), che vanno ad alimenare il deflusso idrico superficilale. Pertanto le uscite sorgentizie totali (Us) sono costituite da quelle rivenienti dalla captazione delle sorgenti del Frido (portata media annua 1982 – 1987 pari a 412 l/s) e da quelle relative alle cosiddette perdite stimabili in 200 – 250 l/s).
L’acquifero di Madonna del Pollino alimenta lo schema acquedottistico del Frida con unprelievo annuo di 13 Mmc/anno con una punta massima di circa 14 Mmc/anno.




  • Il Geosito delle Gole del Raganello
Il versante orientale del Massiccio del Pollino è l’area che dal Monte Falconara (1656 metri) degrada verso la Piana di Sibari ed è segnato dai canyon formati dal Torrente Raganello e contornato da singolari rilievi rocciosi detti “timpe”. Il massiccio del Pollino costituisce l’estrema propaggine meridionale dell’Appennino ed il confine naturale tra la Calabria e la Basilicata.
Le Gole del Raganello regalano uno scenario tra i più belli, dov’è possibile praticare canyoning e torrentismo. Hanno inizio a quota 750 mt., nei pressi della sorgente Lamia e terminano dopo aver percorso 13 km nelle vicinanze del Ponte del Diavolo.

- Gole del Raganello

A partire dal Pliocene superiore si ha un cambiamento della cinematica tettonica, cessano le spinte compressive e dominano i processi distensivi testimoniati dal notevole sviluppo di una fagliazione diretta e trascorrente. Un esempio della frattura delle rocce emerse è ben visibile nella parete meridionale di Timpa Falconara. Durante il Pliocene ed il Pleistocene si ha la formazione delle gole e dei canyon, infatti gli agenti atmosferici hanno eroso maggiormente i terreni meno coerenti del Flysch Calabro-Lucano (più argillosi) rispetto a quelli più resistenti, di natura basaltica, della timpe. Questi eventi sommati alla natura litologica della roccia calcarea che facilita processi di dissoluzione ad opera delle acque hanno consentito la genesi delle forre. Si è venuto, quindi, a creare un paesaggio caratterizzato da strutture di natura carbonatica che emergono dai terreni flyschoidi, le Timpe, come: La Falconara, Timpa di San Lorenzo, Timpa Porace/Cassano, Civita e Monte Sellaro.


Il Torrente Raganello scorre nei terreni di origine flyschoide, dove movimenti tettonici e processi morfogenetici abbinati fra loro hanno generato ambienti unici e di rara bellezza paesaggistica. Si individuano due tratti di canyon del Torrente Raganello: la gola di Barile ed il Canyon del Raganello propriamente detto. Il primo tratto della valle parte dalla Sorgente della Lamia fino a raggiungere la cosiddetta Scala di Barile sotto l’abitato di San Lorenzo Bellizzi. La conformazione del Torrente in questo tratto è molto accidentata e scorre tra due imponenti pareti rocciose, la Timpa di PoraceCassano e la Timpa di San Lorenzo (1652 metri). Il secondo tratto scorre incassato per 7 km fino all’uscita delle gole, sotto l’abitato di Civita, in corrispondenza del Ponte del Diavolo, dove scorre in una valle a fondo piatto, assumendo i caratteri del tracciato braided. L’evoluzione delle pareti verticali del T. Raganello avviene anche attraverso franamenti e crolli di materiale calcareo come grossi massi che in alcuni casi ostruiscono il corso d’acqua (Scala di Barile). Tali frane possono generare anche dei ponti naturali, come quello di “Pietraponte” formatosi dal crollo di un masso calcareo incastratosi tra le pareti di una breve e stretta forra. Il Torrente Caldanelle scorre tra pareti calcaree e sotto l’abitato di Cerchiara forma il canyon della Gravina, ai lati del quale si innalzano poderose formazioni rocciose dalle forme bizzarre segnate dai sommovimenti tettonici succedutisi in varie ere geologiche.

Il quadro delle emergenze geologiche e morfologiche è anche caratterizzato dall’allineamento delle monoclinali carbonatiche con la serie di faglie verticali e gli strati di calcari cretacei.
La Falconara è uno dei maggiori cunei calcarei, riferibili al complesso Panormide. Il grande piano di faglia subverticale N110° che borda a SSW mostra specchi ben conservati su cui sono osservabili strie con gradini di calcite e fratture associate. La faglia mostra un rigetto verticale apparente di 300m. La Timpa di S. Lorenzo è una spettacolare monoclinale generata dall’azione combinata di faglie subverticali ed impeto erosivo del Raganello. Ad Ovest ha un enorme strapiombo di roccia, largo quasi 3 km e alto fino a 850 m; chiazzato dal verde di boschi pensili di leccio, scavato da fenditure e corrugamenti, da cenge e curiose architetture di pietra, lo strapiombo precipita sul fondo della gola di Barile. Ad Est invece la timpa si inarca letteralmente con un gigantesco, ininterrotto declivio, dalla forma convessa, cosparso di piatte placche di roccia detti “Lisci”, una successione di strati calcarei verticalizzati e disposti a franapoggio.

La Timpa di Cassano (1311 m) è posta a Nord dell’abitato di Civita; vi affiorano litologie di età mesozioca, in particolari calcari del Cretaceo ed un complesso fliscioide del Miocene Inferiore. Inoltre è caratterizzata da depositi più recenti costituiti da detriti di frana e detriti di falda.


  • Geositi delle Unità Liguridi
La Catena dell’Appennino meridionale deriva principalmente dall’inversione del margine passivo della placca Apula verificatosi nel corso del Neogene e le unità tettoniche che lo costituiscono presentano una generale vergenza verso i settori nord-orientali (Patacca & Scandone, 2007, cum biblio). Dal punto di vista strutturale, questo settore di catena costituisce a scala regionale un sistema a duplex. Le unità di tetto (roof units), rappresentate da terreni alloctoni derivanti da differenti domini paleogeografici (da piattaforma a bacino), ricoprono il sistema a duplex profondo costituito dalle Unità Apule interne (Patacca & Scandone, 2007, cum biblio). Quest’ultime sono rappresentate in affioramento dall’Unità di Monte Alpi. Le unità strutturalmente più elevate sono costituite dalle Unità Liguridi e Sicilidi, considerate di provenienza interna. Esse si rinvengono regionalmente sovrapposte alle successioni meso-cenozoiche della Piattaforma Carbonatica Appenninica (per le Unità Sicilidi vedi anche discussione in Patacca & Scandone, 2007; Menardi Noguera & Rea, 2000). Quest’ultima sovrascorre sui depositi pelagici meso-cenozoici del Bacino Lagonegrese rappresentati dalle Unità Lagonegresi e dall’Unità Sannitica.
Schema geologico dell’Appennino Campano-Lucano (da Patacca & Scandone, 2007, modificato). 1) Depositi continentali e subordinatamente marini; 2) Vulcaniti e depositi vulcanoclastici; 3) Depositi marini e subordinatamente continentali; 4) Depositi pleistocenici indifferenziati; 5) Complesso indifferenziato del Torrente Calaggio; 6) Depositi messiniani indifferenziati; 7) Formazioni di San Bartolomeo e di Toppo Capuana; 8) Arenarie di San Massimo e Arenarie di Sant’Elena; 9) Formazione di Castel Vetere; 10) Formazione di Gorgoglione; 11) Formazioni di Albidona e del Gruppo del Cilento; 12) Unità Liguridi; 13) Unità Sicilidi; 14) Unità di Verbicaro; 15) Unità di San Donato; 16) Unità della Piattaforma Carbonatica Appenninica; 17) Unità Sannitiche; 18) Unità Lagonegresi; 20) Unità Tufillo-Serrapalazzo; 21) Unità Daunia; 22) Unità di Monte Alpi; 23) Avanpaese Apulo; 24) Faglie dirette e trascorrenti; 25) Sovrascorrimenti a basso angolo; 26) Sovrascorrimenti ad alto angolo; 27) Area studiata; 28) Superfici di scollamento; 29) Assi di anticlinali; 30) Assi di sinclinali; 31) Caldere.

- Rappresentazione schematica dei rapporti geometrici tra le varie unità tettoniche dell’Appennino Campano-
Lucano (da Patacca & Scandone, 2007, modificata).

Le Unità Liguridi affioranti nell’area del Pollino derivano da un dominio oceanico giurassico noto in letteratura come Tetide alpina o neo-Tetide, interposto tra i margini continentali Europeo ed Apulo (Tortorici et alii, 2009, cum biblio). Esse rappresentano il relitto di un cuneo di accrezione dovuto alla subduzione cretaceo- paleogenica che ha colliso con il margine passivo della placca Adria nel Miocene inferiore (Knott, 1987; 1994; Patacca & Scandone, 2007; Tortorici et alii, 2009). Nel corso di questa evoluzione, il processo d’accrezione ha coinvolto la copertura sedimentaria, parte della crosta e del mantello oceanico, e parte del basamento continentale ercinico che sono state impilate in diverse scaglie tettoniche (thrust sheets) e sottoposte a diverso grado metamorfico. La successiva evoluzione post-collisionale ha complicato ulteriormente il quadro strutturale poiché i terreni liguridi sono stati dislocati da thrust fuori sequenza ad alto angolo, faglie trascorrenti e faglie dirette (Turco et alii, 1990; Schiattarella, 1996; 1998).
Le ricostruzioni più schematiche delle relazioni tra i terreni liguridi (Vezzani, 1968; Ogniben, 1969a) prevedono una successione stratigrafica di età compresa tra il Giurassico ed il Miocene sottoposta a bassissimo grado metamorfico i cui termini più antichi (Giurassico inferiore) sono rappresentati dalle rocce ofiolitiche.
   


    • Le Ofioliti

Nell’area del Confine Calabro-Lucano si rinvengono diffusamente resti di rocce ofiolitiche con la relativa copertura oceanica e a luoghi frammenti di crosta continentale appartenenti al Complesso Liguride.
Le rocce che costituiscono le associazioni ofiolitiche rappresentano porzioni di litosfera oceanica ed hanno una composizione da basica ad ultrabasica. In passato erano note con il nome di rocce verdi, dal colore dei litotipi più diffusi. La costante presenza di sedimenti di mare profondo ed altre caratteristiche peculiari come la struttura a cuscino (pillow) delle rocce vulcaniche, ha permesso di riconoscere che tali associazioni si sono generate in ambiente marino.
Dal 1972, in seguito alla Conferenza di Penrose della Società Geologica Americana, fu concordata la definizione di associazione ofiolitica, accettata poi universalmente. La sequenza, quando completamente sviluppata, è rappresentata dai seguenti termini, dal basso verso l’alto:
- Un complesso ultrabasico, in cui le rocce sono costituite da peridotiti di tipo lherzolitico e/o harzburgitico interessate da processi di serpentinizzazione.
- Un complesso intrusivo in cui prevalgono rocce gabbriche; le porzioni inferiori comprendono tessiture di cumulo con stratificazione magmatica, mentre nelle porzioni più elevate sono frequenti rocce gabbriche e modesti volumi di rocce leucocratiche.
- Un complesso filoniano, costituito da un’associazione di dicchi, che talvolta può mancare completamente.
- Un complesso vulcanico costituito, da vulcaniti basiche con struttura a cuscino, e da livelli ialoclastitici.
- Una copertura sedimentaria, costituita da depositi di mare profondo (radiolariti, calcari pelagici, torbiditi, ecc.).

Le ofioliti presenti nell’ Appennino derivano, secondo (Dercourt et alii, 1986) da un braccio della Neotetide, che si estendeva tra la Sila a NO e l’Apulia a SE (Apennines flysch basin) durante l’Aptiano. L’apertura di questo bacino è legata al continuo movimento sinistro dell’Africa rispetto all’Europa, che avrebbe aumentato ulteriormente la distanza con l’Eurasia. Secondo Knott (1994) il bacino della Neotetide, posto su crosta oceanica, è interposto tra la Placca Europea e quella Africana. Dalla fine del Cretaceo e fino all’inizio dell’Oligocene si attiva la subduzione della crosta oceanica della Neotetide al di sotto della crosta continentale della Calabria lungo un piano immergente verso nordovest. La subduzione porta alla costruzione del prisma di accrezione che costituisce il Complesso Liguride.
  
      • Unità Cropani-Episcopia
E' costituita da rocce cristalline di crosta continentale del basamento ercinico rappresentate da gneiss a granato, gneiss a granato e biotite, anfiboliti, granofels e marmi con inclusioni di dicchi basici. Questi corpi rocciosi si rinvengono nell’area tra Cropani ed Episcopia. Essi sono sovrapposti tettonicamente (Monaco et alii, 1995 cum biblio) a scaglie di metapeliti dell’Unità del Frido e degli Argilloscisti di Francavilla-Episcopia che presentano un grado metamorfico apprezzabilmente più basso (al limite tra l’alta diagenesi ed il basso anchimetamorfismo).
Gli affioramenti più consistenti si ritrovano in particolare tra Episcopia e Cropani. Affioramenti minori di rocce di crosta continentale sono stati, invero, cartografati a Timpa delle Murge, Timpa Pietrasasso e Monte Catarozzo. I litotipi più rappresentativi sono granitoidi e ortogneiss, gneiss albitici, gneiss a granato, anfiboliti e gneiss anfibolitici e sono stati riferiti alla Formazione Dioritico-
Kinzigitica affiorante in Calabria (Ogniben, 1969a) ed interpretati come klippen sull’Unità del Frido o come frammenti di crosta continentale all’interno di un melange (Bonardi et alii, 1988) o ascritti all’Unità Polia-Copanello sovrascorsa sull’Unità del Frido (Amodio Morelli et alii, 1976).
Gli gneiss albitici si rinvengono in scaglie di piccole dimensioni tra l’abitato di Episcopia e Timpa del Castello con spessori da alcuni metri ad alcune decine di metri. Sono rocce a grana grossa, di colore bianco o verde chiaro; spesso intensamente foliate con alternanza di letti granoblastici, ricchi in quarzo e plagioclasi, e letti lepidoblastici, contenenti lamelle di muscovite, clorite e sericite. In alcuni casi la struttura foliata appare ereditata dalla deformazione pre-Alpina, in altri casi, il fabric originario risulta completamente obliterato da un metamorfismo dinamico tardivo (Spadea, 1982). Localmente, negli gneiss si intercalano bancate metriche di marmi bianchi saccaroidi come in località Timpa del Castello o in località Cava di Ghiaia nei pressi di Episcopia.
Gli gneiss a granato rappresentano il corpo cristallino più diffuso raggiungendo uno spessore di circa un centinaio di metri. Ampi affioramenti, interessati da fasce leucocratiche, si possono osservare a Timpa Rotalupo.

Le Anfiboliti e gli gneiss anfibolici affiorano presso Cropani, lungo il Torrente Peschiera, Manca di Sopra e Timpa Rotalupo. Si rinvengono, generalmente come strati di spessore da metrico a decimetrico, nei granitoidi e negli gneiss a granato. A Timpa Rotalupo le anfiboliti risultano attraversate da dicchi di metabasiti con tessitura afirica a grana medio fine o porfirica.
L’anfibolo più comune è l’orneblenda verde. Talvolta è presente l’orneblenda bruna e più raramente tremolite.
Tra l’Unità Cropani-Episcopia e l’Unità del Frido sono interposte le seguenti scaglie tettoniche:
a) le serpentiniti che bordano l’Unità Cropani-Episcopia;
b) il corpo ofiolitico di San Severino Lucano che si rinviene sovrascorso sui metasedimenti dell’Unità del Frido;
c) le metabasiti marcatamente foliate e crenulate, in cui è stato rinvenuto l’anfibolo blu ben sviluppato;
d) i micascisti di Madonna dell’Alto che presentano un grado metamorfico più alto rispetto ai metasedimenti dell’Unità del Frido.

- Stralcio Carta Geologica delle Unità Liguridi (da Cavalcante et alii, 2009 modificata)

      • Serpentiniti di San Severino Lucano
Nelle masse serpentinitiche di San Severino Lucano si rinvengono di frequente filoni di rocce basiche a grana media con struttura subofitica costituite da plagioclasio, clinopirosseno augitico e ossidi di ferro in parte sostituiti da un’associazione di basso grado composta da clorite, albite, actinolite, epidoto e titanite e interessate da vene di albite con actinolite. I clinopirosseni, inoltre, risultano parzialmente trasformati in orneblenda bruna.
Hanno una colorazione verde-bluastro e talvolta sono intensamente cataclastiche. Le fratture sono talvolta caratterizzate da fibre biancastre di tremolite. Nonostante abbiano subito un intenso processo di serpentinizzazione, reso spesso evidente dalla completa trasformazione della paragenesi primaria in serpentino con struttura a maglie e magnetite, le serpentiniti mostrano spesso relitti di clinopirosseno. Sono comuni vene di clorite e di serpentino che attraversano la struttura a maglie.

      • Timpa Pietrasasso e Timpa delle Murge
Lungo una fascia che si estende da Timpa Pietrasasso fino a Timpa delle Murge, tra i Comuni di Terranova di Pollino e San Costantino Albanese, in Provincia di Potenza, affiorano con spessori di circa 100 metri vulcaniti in cui prevalgono pillow-lavas e lave brecciate più o meno cementate da calcite; ben rappresentate sono, altresì, le lave con tessiture da sferoidale a massiccia. Intercalati nelle lave emergono, inoltre, livelli di brecce vulcaniche costituite da elementi eterogenei con le stesse varietà di struttura e di associazione mineralogica riconosciuta nelle lave (Spadea, 1968).

Si tratta di rocce a grana molto fine, talvolta porfiriche, con struttura ofitica o intersertale. L’associazione mineralogica è data da plagioclasio, pirosseno, clorite, ossidi di ferro, epidoto e calcite.
Alle lave a pillows si intercalano livelli di brecce costituite da frammenti spigolosi di lave spilitiche a grana fine, e da porzioni ad anfibolo e plagioclasio a grana grossa.
I gabbri si rinvengono in piccoli corpi affioranti nei pressi di Timpa delle Murge, a nord di Timpa Pietrasasso e lungo il versante nord orientale del Monte Tumbarino. Sono intrusi da filoni di diabase e ricoperti da lave a pillow e brecce di pillow attraversate a loro volta da dicchi diabasici. La grana è medio-grossolana e sono ben visibili clinopirosseni di colore verde scuro (diallagio) e plagioclasi alterati (saussuritizzati), di colore verde chiaro o biancastro. La presenza di un layering composizionale e tessiturale indica una chiara origine cumulitica per queste rocce (Beccaluva et alii, 1982) Diversamente dalle lave, i gabbri sembrano interessati da un metamorfismo polifasico retrogrado (da medioalto a basso grado) in parte antecedente al processo di spilitizzazione che ha interessato le lave sovrastanti (Lanzafame et alii, 1978).

- Schema Geologico T.pa delle Murge - T.pa Pietrasasso
(da Cavalcante et alii, 2009 modificata)
  
   
     -  Metaofioliti di M.te Pelato                                       -  Pillow lavas di timpa delle Murge                    - Pillow breccias di T.pa delle Murge

- Timpa Pietrasasso


    • Le Unità Nord-Calabresi
      • Formazione del Saraceno
Questa formazione è costituita, nell’intervallo stratigrafico inferiore, da una fitta alternanza di prevalenti calcareniti e calcilutiti di colore grigio in strati di spessore da centimetrico a decimetrico con frequenti liste di selce nere e livelli pelitici di colore grigio, rosso o verde. Verso l’alto diminuiscono progressivamente le liste di selce mentre diventano sempre più frequenti le intercalazioni silicoclastiche arenitiche e microconglomeratiche; esse sono in alternanza con calcareniti arenacee e argille siltose grigio avana. Lo spessore ricostruito non dovrebbe superare i 400 metri. Le arenarie hanno composizione variabile da litareniti a litareniti feldspatiche con frammenti di roccia rappresentati da filladi, carbonati extra-bacinali, argilloscisti, frammenti di selce, vulcaniti andesiticodacitiche ed ofioliti (Monaco & Tortorici, 1994 cum biblio). L’età è compresa tra l’Eocene superiore (parte bassa della formazione) e l’Oligocene superiore (parte alta) (Bonardi et alii, 1988). Secondo Monaco et alii (1995) la presenza di faune dell’Oligocene superiore nella parte alta del Flysch Calabro-Lucano ringiovanirebbe questa Formazione all’Oligocene superiore - Miocene inferiore.

-  Strati della Formazione del Saraceno intensamente piegati nel Fiume Sarmento presso Terranova di Pollino (PZ)

      • Formazione delle Crete Nere
La formazione mostra i caratteri strutturali di broken formation ed è costituita da un’alternanza di quarzareniti in strati e banchi e da argilliti grigio scure a cui seguono black shales con intercalazioni di quarzo e litareniti. Verso l’alto le argilliti sono meno ricche di materia organica e compaiono intercalazioni di torbiditi calcaree a grana fine. Secondo Bonardi et alii (1988) la parte medio-alta della successione non è più antica dell’Eocene medio mentre la parte bassa dovrebbe essere datata all’Aptiano-Albiano. Lo spessore ricostruito è stato valutato intorno ai 400-500 metri. A nord di Terranova del Pollino, in località Timpa Angiolicchio, e a sud, in località Timpa Mazzia, è presente una successione stratigrafica tettonizzata spessa 10-20 metri costituita da alternanza di marne laminate di colore bianco o grigio chiaro, argilliti grigiastre, calcisiltiti e arenarie vulcanoclastiche (Lanzafame et alii, 1977; Critelli & Monaco, 1993). Non vi è unanime accordo circa l’età di questo intervallo stratigrafico.
Lanzafame et alii (1977) riportano un’età paleocenica mentre Critelli & Monaco (1993) riferiscono questo intervallo all’Oligocene superiore.


Dott. Geol. Domenico MARINO - P.iva 01571350766
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