GEOLOGIA DELLA MARSICA

CRETACEO SUPERIORE – MIOCENE MEDIO

PLIOCENE

GEOLOGIA DELLA MARSICA NEL MIOCENE

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(13,8 – 7 MILIONI DI ANNI FA):

MIOCENE MEDIO – MIOCENE SUPERIORE

(SERRAVALIANO – TORTONIANO):

Successiva alla formazione dei Calcari a Briozoi e Litotamni, troviamo la formazione delle Marne a Orbulina (= l’Orbulina è un foraminifero planctonico).

Questa formazione indica due fasi. 1) Serravaliano (13,8-11,6 Milioni di anni fa) 2) Tortoniano (11,6-7 Milioni di anni fa)

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1) (13,8 – 11,6 Milioni di anni fa):

SERRAVALIANO:

La prima fase che riguarda il Serravaliano, dove si assiste all’inizio di una sedimentazione emipelagica e quindi ad un aumento della batimetria dell’ambiente di sedimentazione.

(Immagine da Internet)

Tradotto in un contesto paleoambientale si ha l’annegamento generalizzato della piattaforma, conseguente all’iniziale flessurazione dell’avampaese prospiciente la catena in avanzamento (Cipollari & Cosentino, 1992; Mariotti, 1992; Petacca et al., 1992).

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2) (11,6 – 7 Milioni di anni fa)

TORTONIANO:

La seconda fase è il Tortoniano, in cui si assiste all’inizio dell’emersione della catena appenninica.

Durante questa fase vediamo tramite i sedimenti depositati le iniziali spinte compressive da ovest verso est sulla microplacca adriatica che successivamente porteranno alla completa strutturazione della nuova catena.

Nella prima fase del Tortoniano si hanno le spinte di raccorciamento legate alla collisione con la catena alpina, che coinvolgono il margine tirrenico, che viene corrugato in pieghe e sovrascorrimenti.

Successivamente nel corso del Tortoniano Medio e Superiore assistiamo ad una migrazione verso est del fronte orogenetico, con una velocità differente da regione a regione e da zona a zona.

Nello specifico la velocità del sovrascorrimento risulta maggiore nel dominio umbro-marchigiano, deformandosi in pieghe e sovrascorrimenti, e minore nel dominio laziale-abruzzese, dove la maggiore rigidità dei litotipi presenti provoca lo smembramento della piattaforma in blocchi, che infatti risultano separati da profondi solchi.

Ed è in questi solchi che si raccolgono potenti serie sedimentarie di tipo torbiditico derivanti dallo smantellamento della catena stessa.

– (13,8 – 7 Milioni di anni fa) Formazione delle Marne a Orbulina

Questa formazione nel contesto rappresentativo ha subito cambiamenti nomenclaturali. Tradotto ciò significa che tale formazione è stata ridefinita con il nome di Unità Argilloso – Marnosa ed è stata divisa in tre membri:

2a) marne calcaree, 2b) marne a Cylindrites, 2c) argille a Orbulina.

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2a) marne calcaree

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2b) (13,8 – 11,6 milioni di anni fa):
Marne a Cylindrites (Serravaliano):

Questa sottounità rappresenta la fase dell’approfondimento batimetrico e funge da sottounità transizionale. Nel materiale di essa osserviamo l’annegamento generalizzato dell’intera piattaforma.

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2c) (11,6 – 7 milioni di anni fa):
Argille a Orbulina (Tortoniano):

In questa sottounità si ha materiale sia di batimetria profonda che materiale derivante da possibili potenti torbiditi silico-clastiche. Segno quest’ultimo di materiale derivante dallo smembramento della catena stessa che si viene formando con i vari blocchi che si vengono smembrando e sovrascorrendo l’uno sull’altro.

In questa fase i movimenti verticali sono molto più intensi e ciò porta alla deposizione di una netta successione temporale con appoggi onlap su substrato complesso ed eroso in molti punti.

Il materiale in questione risulta formato da depositi carbonatici, più precoci e di facies di rampa nelle aree più periferiche, più tardivi ed in facies di piattaforma aperta tipo foramol e di rampa prossimale nelle aree più interne e rilevate dei blocchi, mentre nel solco di intrapiattaforma si depositano facies di rampa distale o di scarpata.

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(7 – 5,3 MILIONI DI ANNI FA):

MIOCENE SUPERIORE (MESSINIANO INF.)

Entriamo così nella sedimentazione di una nuova e grossa formazione ovvero la formazione del Flish Argilloso-Arenacea. Questa formazione mostra la deposizione dei materiali terrigeni e torbiditici derivanti dallo smantellamento della catena che si depongono all’interno dell’avanfossa appenninica.

Con questa formazione si nota come nel Messiniano si ha una forte intensificazione della rottura dei vari blocchi della piattaforma laziale-abruzzese e dei vari sovrascorrimenti.

In pratica l’intera area della Marsica si trova ora pienamente coinvolta nella tettogenesi appenninica.
Chiaramente la velocità di strutturazione dei vari blocchi differisce da zona a zona. Ciò comporta piegamenti e accavallamenti vergenti all’inizio verso NE (es. Monti Simbruini) e poi nelle aree occidentali verso E.

In questo contesto vediamo il formarsi dei maggiori sistemi di thrust nell’Appennino centrale che mostrano generalmente direzione NW-SE ed immergono verso SW.

Con ciò si osserva il formarsi delle principali unità strutturali dell’Appennino Centrale che in questo sistema deformativo vanno da NW verso SE e riguardano le unità strutturali dei Monti Simbruini, del Velino-Sirente, della Marsica, della Maiella e del Gran Sasso.

Praticamente queste e altre unità strutturali della piattaforma laziale-abruzzese sono coinvolte nella strutturazione della catena, che procede verso E seguendo l’arretramento della subduzione della litosfera adriatica (Cipollari et al., 1995).

Nello stesso periodo l’estensione procede dal bacino di retroarco tirrenico verso E all’interno della catena (Doglioni, 1991).

Questo procedere dell’estensione porta a originare nel corso dei successivi periodi il formarsi di numerose conche intramontane di origine tettonica (Rieti, L’Aquila, Sulmona, Fucino, Sora).

Quindi immaginando di vedere il risultato di questa grande e complessa azione tettonica vedremmo vari isolotti allungati, nei quali troveremmo delle alture più o meno rilevate che escono fuori dal mare.

A livello rappresentativo la formazione del Flish Argilloso-Arenacea ha cambiato di nome in Unità Arenaceo-Pelitica, che è stata suddivisa in due membri:

3a) associazione Pelitico-Arenacea,

3b) associazione Arenaceo-Pelitica.

Entrambi i membri risultano deposti durante il Messiniano Inferiore.

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(6 – 3,6 MILIONI DI ANNI FA):

MIOCENE SUP. – PLIOCENE INF.

(MESSINIANO SUP. – ZANCLEANO):

Nell’ambito del Centro Italia in questa fase si assiste alla deposizione di due formazioni una consequenziale all’altra, ovvero i “Conglomerati di M. Coppe” e le “Argille e Sabbie di Pagliare”.

Le due formazioni le ritroviamo in diversi ambiti della catena appenninica come si è potuto notare nell’ambito dell’analisi della catena del Velino-Sirente.

Il periodo temporale di deposizione va dal Messiniano Superiore allo Zancleano (Pliocene Inferiore) per la formazione dei conglomerati di Monte Coppe, mentre le Argille di Pagliare si depongono nella parte finale dello Zancleano.

Entrambe le formazioni si depongono in bacini satelliti al di sopra della catena in strutturazione in questo periodo.

Se riprendiamo poi il caso della catena del Velino-Sirente notiamo molto bene la strutturazione dell’intera catena appenninica, sottoposta a questa forte fase compressiva durante questa fase geologica.

Nel caso della catena del Velino-Sirente si nota come le faglie, con andamento NNE-SSW del bordo meridionale della Magnola e del settore Celano-M. S. Nicola, riutilizzano in senso traspressivo le vecchie dislocazioni distensive mesozoiche, che bordano il solco d’intrapiattaforma Fucino – Piana di Sulmona – Valle del Pescara.

Da tutto ciò risulta chiaro il meccanismo che la forte spinta geodinamica produce sugli Appennini, come sta avvenendo ora nella creazione della catena del Velino-Sirente, che viene via via emergendo dal mare.

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MESSINIANO

Si sedimenta una nuova e grossa formazione ovvero la formazione del FLISH ARGILLOSO-ARENACEA. Questa formazione rappresenta la deposizione dei materiali terrigeni e torbiditici derivanti dallo smantellamento della catena che si depongono all’interno dell’avanfossa appenninica.

I maggiori sistemi di thrust nell’Appennino centrale mostrano generalmente direzione NW-SE ed immergono verso SW. Le unità strutturali coinvolte in questo sistema deformativo vanno da NW verso SE e riguardano le unità strutturali dei Monti Simbruini, del Velino-Sirente, della Marsica, del Gran Sasso e della Maiella.

Ricostruzione del sistema Catena – avanfossa – avampaese in Italia
centrale nel corso del Messiniano Inferiore ( da Cipollari e Cosentino 1993)

Nello stesso periodo l’estensione procede dal bacino di retroarco tirrenico verso E all’interno della catena (Doglioni, 1991). Questo procedere dell’estensione porta a originare nel corso dei successivi periodi numerose conche intramontane di origine tettonica (Rieti, L’Aquila, Sulmona, Fucino, Sora).

Sempre nel Messiniano vediamo che a nord della piattaforma carbonatica, una estesa zona entra in regime di subsidenza richiamando i sedimenti terrigeni provenienti da NW. In questo modo si ha un’interruzione dell’alimentazione dei solchi a nord della Piattaforma.

Ciò porta alla creazione di una depressione, che però viene riempita dal cosiddetto “Flish della Laga”. Successivamente anche i canali di alimentazione di questa formazione vengono tagliati dal movimento trascorrente e vengono portati in modo progressivo verso NE.

In questo modo l’intero corpo di sedimenti si ritrova composto da conoidi adiacenti e sovrapposte e ciascuna di esse risulta migrata verso NE rispetto alle precedenti posizioni dei sedimenti.

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(6 – 5,3 MILIONI DI ANNI FA): CRISI SALINA DEL MESSINIANO:

Verso la fine del Messiniano contemporaneamente alla strutturazione delle varie componenti monoclinaliche dell’area appenninica, si verifica un episodio geologico di straordinaria portata che interessa l’intero bacino mediterraneo, ovvero l’essiccazione del bacino stesso e la generazione di enormi bancate di sale.

Questo episodio unico nel suo genere si verifica a causa di movimenti tettonici, che portano alla temporanea chiusura dello Stretto di Gibilterra alla fine del Messiniano.

Fotogrammi del filmato su Wikipedia

Tale episodio porta all’essiccazione di buona parte del bacino mediterraneo e alla successiva formazione di grandi quantità di depositi salini che ricoprono tutta l’area mediterranea.

Fotogrammi del filmato su Wikipedia

Con l’essiccazione del bacino mediterraneo inoltre si vengono a generare dei collegamenti stabili via terra tra l’Africa e l’Europa.

La formazione di questi ponti naturali permette l’instaurarsi di un consistente fenomeno migratorio di una quantità variegata di fauna tra l’Africa e l’Europa.

Fotogrammi del filmato e foto da Wikipedia

Questa situazione geologica, databile a 6 milioni di anni fa, dura circa 700.000 anni. Successivamente, 5,3 milioni di anni fa avviene la riapertura del bacino mediterraneo. Ciò accade per la fortissima spinta delle acque dell’Oceano Atlantico sulle pareti dello stretto di Gibilterra. Le acque oceaniche con la loro forza producono una forte erosione sulle pareti rocciose in prossimità di Gibilterra. Queste a loro volta, non riuscendo più a sopportare questa enorme pressione, cedono franando e permettendo la riapertura del collegamento tra Oceano Atlantico e Mar Mediterraneo.

Fotogrammi rielaborati del video di Wikipedia

A questo punto enormi cascate d’acqua si riversano nel bacino con una velocità impressionante ed un’altezza di qualche centinaio di metri e lo riempiono in un migliaio di anni.