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Il Parco Nazionale del Pollino ha una superficie di 192565 ha di cui 88650 ha sul versante Lucano e 103915 ha sul versante Calabro. La diversità geologica
 
- Schema geologico del Parco Nazionale del Pollino modificata da Marino D. con i limiti del Parco (DA Ghisetti et al., 1983)

e geomorfologica dipende sia dalla complessa evoluzione tettonica che ha interessato l'intero Appennino Lucano, con la sovrapposizione di strutture sviluppate in un regime compressivo trascorrente e distensivo, sia alle variazioni climatiche collegate principalmente ai periodi glaciali e interglaciali.
La tettonica compressiva è stata responsabile dell'impilamento di una serie di unità tettoniche a partire dal Miocene, mentre il regime trascorrente e distensivo, di età Plio-Pleistocenica, ha sezionato le strutture precedenti con faglie a rigetto orizzontale e verticale condizionando l'attuale assetto tettonico e morfologico. In tal modo la Catena appenninica viene dominata da unità tettoniche alloctone che da Ovest verso Est possono essere organizzate nei seguenti gruppi o complessi distinti in base alla loro provenienza paleogeografica ed allo stile:
a) Complessi Liguridi e Sicilide, relitti di un prisma di accrezione cretacico-oligocenico, caratterizzato in parte dalla presenza di scaglie ofiolitiche di età Giurassica che testimoniano la subduzione del dominio Ligure dell'oceano della Tetide Alpina;
b) Unità della Piattaforma Appenninica che provengono da un dominio paleogeografico di mare basso interposto tra l'Oceano Ligure-Piemontese e il Bacino di Lagonegro;
c) Unità Lagonegresi, derivanti dalla deformazione del bacino omonimo;
d) Un prisma frontale, costituito da depositi argilloso-marnosi e arenacei del Cretacico-Miocene inferiore, associati a corpi di mélange ("argille varicolori") e successioni silico-clastiche del Miocene medio-superiore.
La ricostruzione temporale degli eventi si è resa possibile grazie all'analisi delle successioni sedimentarie di thrust-top e di Avanfossa, di età compresa tra il Miocene inferiore-medio ed il Pleistocene (Pescatore et al., 1999; Patacca e Scandone, 2001).
All'attività tettonica plio-quaternaria si deve la formazione di rilievi prevalentemente asimmetrici, con versanti aspri e ripidi verso SO e inclinazione moderata verso NE progradanti in depressioni colmate da depositi terrigeni di età Plio-pleistocenica.

Inquadramento geologico del Bacino di Sant'Arcangelo
Il Bacino di Sant'Arcangelo è stato oggetto di diverse interpretazioni circa la genesi e la morfoevoluzione. Nel presente lavoro per la ricostruzione paleogeografica del Bacino di Sant'Arcangelo si prende come riferimento la pubblicazione di Giannandrea e Loiacono, 2003.
In merito alla genesi il Bacino è stato interpretato sia di tipo pull-apart (Turco et al., 1990), in cui lo stesso si apre per effetto di una zona di taglio trascorrente sinistra diretta NO-SE (“faglia di Montesano”), sia di tipo piggy-back basin (Caldara et al, 1988; 1992; Hippolytte et al., 1991; 1994). Secondo quest'ultima interpretazione i diversi autori, sia pure con alcune differenze, considerano il Bacino impostato sulle coltri appenniniche in concomitanza con la crescita dell’anticlinale di rampa di Tursi-Rotondella, con migrazione del depocentro sedimentario da oriente verso occidente per progressivo tilt sin-deposizionale.

Un’altra interpretazione viene fornita da Patacca & Scandone (2001), che considerano piggy-back basin solo la parte alta della successione sedimentaria del Bacino, mentre i termini più antichi si sarebbero deposti sulle coltri appenniniche in un bacino aperto verso l’Avanfossa.

- Schema evolutivo del Bacino di Sant'Arcangelo (da Patacca e Scandone, 2001)

Nel Pleistocene medio, dopo il colmamento del Bacino, l’intera regione subisce un cambiamento nell’evoluzione geodinamica (Ciaranfi et al., 1983 e Doglioni et al., 1996): le aree precedentemente in subsidenza iniziano a sollevarsi. Contemporaneamente nel Bacino si assiste ad una variazione nel regime tettonico, con passaggio dallo stile compressivo a quello distensivo (Pieri et al., 1997) e alla formazione delle unità terrazzate.

- da Capalbo et al., 2010

Dal punto di vista stratigrafico i primi studi risalgono agli anni sessanta (Vezzani, 1966; 1967; 1968, Lentini, 1967; Ogniben, 1969). In questi lavori la successione sedimentaria del Bacino viene suddivisa in due cicli (ciclo pliocenico di Caliandro e ciclo suprapliocenico-infrapleistocenico), separati da una superficie erosiva. A tetto della successione si riconoscono le Sabbie e Conglomerati della Serra Corneta che restano, pur separati da una superficie erosiva, accorpati al ciclo superiore. Il ciclo plio-pleistocenico, in lavori eseguiti a nord della valle del Fiume Agri (Caldara et al., 1988; 1992; Pieri et al., 1994), viene successivamente suddiviso in più unità stratigrafico-deposizionali. Le ricerche nel Bacino di Sant'Arcangelo si intensificano tra il 1996 e il 2002 ad opera di diversi gruppi di ricerca. In questi ultimi lavori (Zavala & Mutti, 1996; Zavala, 2000; Patacca & Scandone , 2001; Loiacono & Giannandrea, 2001) i diversi autori elencati nel precedente schema, pur realizzando suddivisioni differenti per denominazione stratigrafica e per gerarchia dei limiti formazionali, individuano più discontinuità utili per una suddivisione stratigrafica a limiti inconformi e separano l’unità delle Sabbie e Conglomerati di Serra Corneta dalla successione di terreni attribuiti al Bacino di Sant'Arcangelo. 

- Percorso geologico e Geositi della media valle del F.Sinni nel settore meridionale del Bacino di Sant'Arcangelo 
(da Carta Geologica della Basilicata scala 1:200.000 - modifica della Carta Geologica dell'Appennino Meridionale di Bonardi et al., 1988).

La sedimentazione nel BSA ha inizio nel Pliocene superiore: sul settore esterno del bacino si impostò inizialmente un sistema deltizio, alimentato da NE, che venne rapidamente disattivato a seguito del sollevamento del livello del mare. Questo determinò la sommersione dell’alto di Valsinni e la deposizione, lungo il suo margine sud-occidentale, delle argille grigio-azzurre. La sedimentazione, inizialmente di tipo retrogradazionale diventò successivamente di tipo aggradazionale. Solo nella parte alta del Sintema di Montecotugno, per qualche decina di metri, le frequenti oscillazioni del livello di base determinarono eventi di sedimentazione litorale. Il BSA in questa fase doveva essere aperto verso l’avanfossa sia ad est che a sud, in direzione dell’attuale Mare Ionio.
Il passaggio al Supersintema del Sinni coincise con profonde modificazioni morfologiche del bacino, per il sollevamento del tratto sud-orientale della Dorsale di Valsinni. Contemporaneamente nel bacino si registrò un abbassamento del livello del mare e sul margine meridionale e sud-orientale si attivarono faglie marginali a movimento prevalentemente diretto. Il Supersintema del Sinni inizia con la sedimentazione di un corpo sabbioso deltizio nel settore depocentrale del bacino. Il graduale progredire verso nord del sollevamento della Dorsale di Valsinni e l’intensa attività tettonica registrata lungo il margine meridionale, favorirono nel bacino forti accumuli di depositi deltizi ed alluvionali, che colmarono lo spazio a disposizione. Conseguentemente si registrò la progradazione delle facies continentali su quelle marine, accompagnata dalla migrazione verso nord della linea di costa: si generò una discontinuità riconoscibile a scala di bacino che consente di dividere il Supersintema del Sinni nei Sintemi di Senise e di Noepoli. La completa emersione della dorsale esterna seguita dal tilt verso sud-ovest dei terreni del BSA, appena sedimentati, determinarono il formarsi di ristrette aree subsidenti lungo il margine sud-occidentale, in cui si concentrò la sedimentazione del Supersintema del Serrapotamo. L’architettura delle litofacies e la presenza, a tetto dell’unità, di un corpo conglomeratico spesso poche decine di metri ed esteso lateralmente, consente di suddividere il Supersintema del Serrapotamo nei Sintemi di Francavilla e di Chiaromonte: il primo è costituito da depositi alluvionali e lacustri, con rapporti di facies di tipo progradazionale, il secondo da depositi alluvionali di piana braided, con paleo-trasporto verso i quadranti settentrionali. Il corpo tabulare molto esteso arealmente, costituente il Sintema di Chiaromonte, è indice di una forte riduzione della subsidenza e di una progradazione che preannuncia la fase di colmamento del bacino. Infatti lo sviluppo prossimale-distale delle facies ghiaiose e sabbioso-siltose può essere condizionato da una riduzione della subsidenza nel settore prossimale, che favorirebbe la progradazione dei corpi ghiaiosi (Heller & Paola, 1992).
Con il Sintema di Chiaromonte termina la subsidenza dell’area ed inizia la fase successiva, caratterizzata dal progressivo sollevamento dell’intera regione durante il quale si alternarono periodi di modellamento a periodi deposizionali.
La prima fase erosiva si sviluppò a tetto dei conglomerati di Chiaromonte; a questa seguì la sedimentazione del Sintema di Serra Corneta, costituito da depositi alluvionali indicanti un paleo-trasporto fluviale verso i quadranti settentrionali. La successiva fase di modellamento agì maggiormente nel settore nord-orien- tale del BSA, dove si formò una vasta superficie erosiva digradante verso nord, impostata sulle argille grigio-azzurre più facilmente erodibili. In questo settore si è distinto il Sintema di Piano delle Rose compreso, insieme al precedente sintema, nel SBF. In questo periodo la valle del Fiume Sinni probabilmente era limitata al solo versante nord-orientale della dorsale di Valsinni. Il passaggio al successivo Supersintema di Manga Ramelle è legato allo sviluppo del reticolo idrografico del Fiume Sinni che con un processo di erosione regressiva e sovraimposizione, incide tutta la dorsale di Valsinni fino a raggiungere i terreni del BSA. In questo momento iniziano a formarsi le unità terrazzate indicanti un paleo-drenaggio in direzione nord-est, lungo gli alvei dei Fiumi Sinni e Sarmento. Lo sviluppo di questi terrazzi comincia nel settore nord-orientale del BSA e prosegue verso sud-ovest a seguito del progressivo arretramento erosivo dei versanti.

 
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