MIOCENE
PLEISTOCENE
GEOLOGIA DELLA MARSICA NEL PLIOCENE
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(5,3 – 2,5 Milioni di anni fa):
Pliocene (Zancleano-Piacenziano):
Italia pliocenica (fotogramma del video su Wikipedia)
Con il riformarsi del bacino mediterraneo l’ambiente acquista una conformazione fisica più simile a quella del presente con le prime dorsali che emergono dal mare.
Come si vede bene dalla figura l’assetto della catena appenninica non è ancora quello che vediamo oggi, in quanto tutta la struttura appenninica è ancora molto spostata ad ovest.
Tuttavia nel corso del Pliocene l’assetto della catena cambia a causa di una torsione marcata verso nord-est. Ciò porta ad avere la struttura appenninica nella posizione in cui la conosciamo oggi.
In pratica nel corso del Pliocene lungo la linea “Ancona-Anzio” il movimento trascorrente che si è avuto fino a questo momento si blocca e all’improvviso s’innescano importanti spinte tettoniche da ovest.
Lungo la linea “Ancona-Anzio” i terreni pelagici del bacino umbro-sabino vengono sospinti verso est e si vengono via via accavallando, nella parte centrale e meridionale sulle facies di margine della piattaforma e nella parte settentrionale sopra il “Flish della Laga”.
Grazie a queste forze si vengono a creare all’interno del Bacino della Laga pronunciate strutture ad andamento N-S con tanto di pieghe e imponenti scagliature. Tra queste strutture troviamo i Monti della Laga, Anticlinale di Acquasanta, Montagna dei Fiori-Cima Alta.
Le spinte in questione tuttavia vengono ad interessare altri settori come il margine orientale del Gran Sasso, la Maiella-Morrone, il Velino-Sirente, i Monti Simbruini, ecc.
Queste strutture si ritrovano ad essere fortemente compresse e ad emergere in modo deciso dal mare sotto forma di isole allungate a direzione NW-SE e NNW-SSE. Queste strutture monoclinaliche si presentano come strutture emergenti dal mare con al loro interno alture con altezze vicine anche ai 1.000 m.
Per avere un’idea dell’ambiente nel corso del Pliocene lo si può immaginare come la costa dalmata attuale. Ovvero tante isole allungate una a fianco all’altra e con piccole montagne al loro interno.
(Immagine da http://cronologia.leonardo.it/)
Italia durante il Pliocene
La Marsica nel Pliocene (Immagine rielaborata)
Rielaborazione approssimativa dell’Abruzzo in questo periodo. (Immagine base da www.ilviaggiatore-megazine.it)
Quindi vediamo come in questa fase nascano nuove strutture con direzione N-S, mentre strutture già in parte esistenti nel settore umbro-sabino-marchigiano subiscano una torsione finale che porta una parte di queste a disporsi in direzione N-S e un’altra adavere direzione SE-NW costituendo la “Virgazione Umbra”.
Da un punto di vista geo-strutturale non risulta semplice distinguere le nuove strutture da quelle “vecchie” ruotate e spinte verso est, come per esempio è evidente in alcune zone della Sabina e dei Monti Prenestini dove si trova traccia delle due tettoniche sovrapposte.
Addirittura anche nelle conoidi più antiche del Flish della Laga si vede traccia delle due tettoniche sovrapposte, ovvero si vedono le deformazioni con torsione in senso orario. Quindi le direzioni di corrente ai allineano intorno a N-S.
Fra le strutture interessate a questi cambiamenti citiamo pure la linea Olevano-Antrodoco ove vengono a contatto il dominio di piattaforma carbonatica laziale-abruzzese e quello pelagico umbro-marchigiano.
Linea che nello Zancleano diventa una lunga faglia trascorrente destra.
Allargando per un attimo il nostro occhio su un contesto più grande, a livello regionale vediamo come alla torsione della catena appenninica vada aggiunto lo sviluppo del rifting sardo-calabro che porta all’ulteriore distacco della Calabria dal blocco sardo-corso consentendo lo sviluppo del nuovo Oceano Tirrenico.
Durante il Pliocene il bacino tirrenico si sviluppa in direzione sud-est; ciò comporta a livello regionale non solo la spinta di torsione verso nord-est del settore appenninico (specie quello centrale), ma anche la nascita di una serie di isole vulcaniche ancora non stabili che divengono ponti naturali per l’emigrazione di nuova fauna.
A partire dalla zona toscana nascono infatti le prime isole vulcaniche, tendenti in alcuni casi a rinabissarsi con il tempo. Questo è dovuto alla distensione in atto alle spalle dellacatena appenninica in formazione, che porta a partire dalla zona toscana alla risalita di magma, in una sorta di vulcanismo secondario.
Un vulcanismo primario nel Tirreno lo abbiamo nella parte sud, dove l’allontanamento della Calabria dalla Sardegna e la torsione della penisola italiana a partire dal Tortoniano, inducono la nascita di vulcani che sono espressione del nuovo oceano in formazione.
Le manifestazioni più evidenti di questo vulcanismo primario sono i vulcani come il Magnaghi, il Vavilov, il Marsili, che sono presenti nel Tirreno meridionale.
Invece il vulcanismo secondario che prende avvio in Toscana e poi si propaga nel Lazio e infine in Campania è legato, come detto prima, alla distensione in atto alle spalle della catena appenninica. Questa compiendo il suo moto di torsione verso NE lascia un vuoto alle sue spalle che comporta una crosta più sottile e una risalita di magma.
Il magma che risale origina una serie di vulcani con manifestazioni effusive ed esplosive più o meno intense.
Questi vulcani inizialmente sono solo isole vulcaniche più o meno stabili che si generano a partire dalla zona toscana in un’età variabile tra 5 milioni e 180.000 anni fa (le isole di Capraia, Elba, Montecristo, Giglio, ecc.).
Ebbene, la formazione di questi isolotti più o meno permanenti permette loro di essere un ponte naturale fra nord e sud, consentendo il passaggio a diverse tipologie di fauna, nei periodi climatici e geologici favorevoli. Alcuni di essi riguardano i proboscidati, leoni, rinoceronti, ippopotami, ecc.
Torniamo ora a parlare della costituzione della catena appenninica iniziando ad affrontare un altro aspetto di essa ovvero le conche intramontane.
Queste sono depressioni che si originano all’interno della catena appenninica e sono in grado di ospitare anche bacini lacustri, come avviene in questa fase per la conca del Fucino.
Nel Pliocene Superiore assistiamo all’inizio della strutturazione del bacino fucense. In questa fase una serie di movimenti sismici di carattere estensionale danno origine a una zona ribassata, nella quale con il tempo inizia a formarsi un bacino lacustre.
Schema strutturale del Bacino del Fucino nel Pliocene superiore (Cavinato et Al, 2002)
In generale l’evoluzione di queste conche inizia durante la prima parte del Pliocene e prosegue poi per tutto il periodo pliocenico. Nel caso del bacino fucense come si è notato l’assetto strutturale inizia con la fine del Pliocene.
All’inizio di questa fase abbiamo la formazione di una superficie di planazione su cui si genera una catena già formata, quali sono gli Appennini in questo momento.
Ebbene, in questa fase abbiamo che le faglie normali pre- e sin-orogenetiche (Scisciani et al., 1999) realizzano i contatti tettonici tra i depositi silicoclastici ed i carbonati nei blocchi di tetto dei sovrascorrimenti.
Successivamente nella seconda parte del Pliocene, durante il Piacenziano, l’erosione, che agisce diversamente tra i carbonati ed i depositi terrigeni, genera un paesaggio ondulato creando ampie valli interposte tra le dorsali carbonatiche.
Concludendo riguardo alla tettonica presente fino a questo momento nella catena appenninica, con specifico riferimento agli Appennini centrali, si può interpretare l’evoluzione nel contesto geodinamico della subduzione passiva della placca adriatica al di sotto dell’Appennino (sensu Reutter et al., 1980) associando il sollevamento generalizzato post 0,7 Ma al reboundlitosferico che segue l’interruzione del roll-back stesso.
Molto probabilmente questo risulta connesso al distacco dello slab evidenziato da Spakman et al. (1993).
In tale contesto consideriamo lo svilippo del rifting come connesso alla deriva del blocco apulo verso N o NNE, evidenziata rispettivamente da Zarroa et al (1994) e da Ward (1994) per il caposaldo di Matera.
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