COMUNICAZIONE DIDATTICO-CULTURALE SUL PROCEDERE DI UNA RICERCA SCIENTIFICA
LA VIA SI FA CON L’ANDARE, NON C’E’ VIA MA SCIE SUL MARE
Strani coni nell’oasi ‘Giardino’ di Riparbella (Pisa, Italy)
A cura di
Luigi Bagagli, Massimo Magni e del dott. Piero Pistoia
Con la collaborazione di
Enrico Bonino geologo-paleontologo e ricercatore esterno, Università di Liegi
Volevamo presentare un esempio su come di fatto procede una ricerca scientifica, per focalizzare come lungo il percorso reale di una scoperta si incontrano sempre sentieri chiusi e binari morti; (per approfondire la questione, leggere l’articolo dell’epistemologo Dario Antiseri in questo blog).
Per vedere l’articolo sugli Strani Coni, cliccare sotto:
UNA POSSIBILE “NARRAZIONE MINIMALE” SULL’ORIGINE ED EVOLUZIONE DELL’APPENNINO CENTRO-SETTENTRIONALE (da 300 a 100 Maf).
Dott. Piero Pistoia
POST IN VIA DI COSTRUZIONE!
PREMESSA
L’idea è offrire una base culturale di partenza abbastanza condivisa, anche se provvisoria, nel senso che è suscettibile di complicazione, con molti incastri aperti, semplice ma organizzata, su cui poi poter inserire, a più riprese, le nozioni provenienti a mosaico da successivi approfondimenti, in modo che possano integrarsi e diventare infine un patrimonio culturale in continua costruzione. Nell’intenzione di chi scrive dovrebbe trattarsi di un modello che, pur semplice, provvisorio e quindi approssimato, possa, con l’approfondire l’argomento, essere facilmente modificato, arricchito e adattato ai nuovi apporti anche futuri.
UNA PRIMA VELOCE PANORAMICA SULLE PROBLEMATICHE CHE ESAMINEREMO
Le prime semplificazioni ‘verosimiglianti’: situazione oggi – Il teatro degli eventi della nostra narrazione è il Mediterraneo occidentale. In generale semplificando molto le miriadi di dati e informazioni ricavati da una moltitudine studi e ricerche con decenni di errori e correzioni, l’area mediterranea in studio è attualmente costituita 1) da plaghe crostali i cui sedimenti si depositarono, nel posto in cui sono oggi, in bacini dovuti ad una fase di distensione tardiva iniziata a partire dall’Eocene, che dette origine a quel complesso roccioso riferito al Neoautoctono (sedimenti post-orogenici) e 2) da catene costruite dall’orogenesi (meccanismo attraverso cui nascono ed evolvono le montagne), che invece contornano tali plaghe (Alpi, Appennini, Pirenei, Cordigliera Betica, Atlante, Dinaridi) e partono da molto più lontano (almeno 300 Maf) pervenendo, semplificando molto, alle attuali catene orogenetiche, attraverso una fase tettonica distensiva (apertura oceanica durante il Giurassico medio-superiore a partire da 150-160 Maf, con copertura di rocce ultrabasiche sul fondo dell’oceano) e poi due fasi compressive (fase oceanica di convergenza (Cretaceo sup.- Eocene medio, a partire da 100 Maf, inizio chiusura oceano) e fase di collisione continentale (scontro cratonico a partire dall’Eocene sup., circa 40 Maf).
Se si accetta la Teoria della Tettonica delle Placche Litosferiche di Weghener, siamo convinti che queste prime semplificazioni, insieme a quelle che seguiranno in questa panoramica, pur così “povere”, siano abbastanza ‘verosimiglianti’, cioè consistenti con tantissimi fatti, costruite come sono su tante falsificazioni ed eliminazione degli errori (EE direbbe Popper), e possiamo quindi affermare con basso rischio che possano costituire una prima struttura-base del nostro racconto.
Situazione iniziale di questo processo: la ‘culla’ dell’Appennino – Tutto il processo, molto complesso, in sintesi si svolge nell’interazione, all’inizio del Mesozoico, fra due placche cratoniche, l’Europa a nord ovest e l’Africa a sud est; in particolare fra l’Iberia, appendice agganciata a sud alla placca europea (Spagna) e l’Adria, appendice africana e basamento crostale della penisola italica e dell’Adriatico (Fig. 1).
L’Appennino settentrionale oggi, semplificando il percorso del dott. prof. P. Elter, si presenta costituito da due grandi pacchi di formazioni tettonicamente sovrapposte, diverse per caratteristiche litologiche, strutturali e origine, collegabili da una storia comune: il pacco di formazioni detto interno oligure-piemontese (nella vecchia denominazione, relativo al bacino dell’ Eugeosinclinale ad ovest) e quello esterno Toscano-umbro (bacino della Miogeosinclinale, verso est). L’Appennino infatti e in particolare la catena appenninica della Toscana centro-settentrionale si presenta come una sovrapposizione di unità tettoniche discontinue, sedimentate in bacini diversi e tettonicamente separati, a partire da ovest), poste, oggi l’una sull’altra, al di sopra di un nucleo autoctono metamorfico che si estende da N.O a S-E a partire dalla finestra delle Alpi Apuane lungo la linea che congiunge Iano a Monticiano-Roccastrada (Dorsale medio-toscana) (? da controllare).
L’esterno miogeosinclinalico è in sintesi costituito da un basamento continentale (roccia di riferimento: granito acido) appartenente alla placca adriatica-africana (Apula) su cui si sono depositate, in mari formati sulla parte assottigliata dei margini continentali, le coperture sedimentarie mesozoico-terziarie originarie, pur deformate e talora scollate.
L’interno, per la presenza di rocce basiche ed ultrabasiche (ofioliti) di natura diversa dalle rocce acide continentali, proviene da fosse oceaniche che, formate attraverso rifting su basamento continentale (fratture profonde con assottigliamento e spostamento), permettono risalita di magmi ultrabasici profondi dall’interno della terra (mantello), che verranno a ricoprire lo stesso fondo delle fosse (oceani). Tali rifting con apporto di materiali profondi sono concausa dell’apertura degli oceani.
Sia il pacco di formazioni interno sia quello esterno sono classificati in unità tettoniche. Le unità interne provengono da questo oceano e quelle esterne dai mari sui due margini appartenenti rispettivamente al continente iberico-europeo da un lato e al continente apulo-africano dall’altro (vedere Fig. 1 e Fig. 3). I due margini venivano a configurarsi rispettivamente come avampaesi delle Alpi e dell’Appennino.
In effetti circa 300 Maf le placche crostali della terra erano unite a formare il super-continente chiamato Pangea (Fig.2), circondato da un unico oceano, il Pantalassa, costituito a nord dalla placca euroasiatica (Laurasia) e a sud dal Gondwana, inflesso ad est da un enorme golfo, il Tethys, che tentava di insinuarsi fra Laurasia e Gondwana circa in direzione dell’Equatore. All’inizio del Mesozoico iniziarono movimenti delle placche, documentati dai dati paleo-magnetici. Semplificando possiamo affermare che l’apertura dell’oceano Atlantico centrale spinse l’Africa verso est rispetto all’Europa, per cui si creò fra l’Iberia e l’Adria una zona di distensione e stiramento che le allontanò nella direzione dell’equatore, lungo cui anche il grande golfo Tethys tendeva a insinuarsi da est (Fig. 2). Si aprì allora una fossa marina (su piattaforma continentale) poi oceanica (lacerazione della piattaforma granitica a circa metà fossa), allungata NE-SO, chiamata Neotetide o Tetide Centrale o Tetide occidentale, o semplicemente Tetide, che diventò la ‘culla’ del nostro Appennino.
Fin dall’apertura di questo primigenio mare, fiumi, ad es. dalla parte dell’Europa e dall’Africa , portarono sedimenti sopra le formazioni di trsgressione, in particolare sopra il Verrucano sulla piattaforma africana, la zona che prenderemo in considerazione. Eravamo nel Trias medio quando il mare iniziò a trasgredire sui continenti.instaurando una fossa di riempimento al magine di essi.
La ‘culla’, fossa unica, mare su fondo continentale, si differenzia, dal Giurese sup. (Malm a partire da 190 maf), in due domini –
La fig.3 è stata ripresa da una relazione (2008) del prof. E. Pandeli, accademico dell’Università di Firenze che ringraziamo.
CHE COSA ACCADDE SULLA COSTA AFRICANA DAL TRIAS MEDIO AL MALM IN QUESTO MARE INIZIALE ?
in contatto con correnti ricche di silice colloidale e anidride carbonica. In queste condizioni si scioglieva la parte calcarea interessata da dette correnti e rimanevano gli eventuali resti silicei, mentre la presenza in soluzione di una concentrazione maggiore di Ca^2+ determinava la precipitazione dei fiocchi di silice colloidale. Al cessare di queste correnti, continuava il deposito di fanghi calcarei che venivano così a inglobare noduli e straterelli di silice pura, come poi apparirà nella roccia definitiva. Tali Calcari a liste di selce continuarono a deporsi fino al Giurese superiore (circa 150 maf).
A partire dal Giurese superiore accadde un fatto nuovo, determinante e sorprendente. Nella zona più interna verso NO, forse più vicino ai margini dello zoccolo continentale europeo (nella fattispecie ai bordi orientali del Massiccio Sardo-Corso (vedere la Fig.4a, che rappresenta lo sviluppo, a 150 milioni di anni fa, cioè a 150 Maf, della Fig.1, e la Fig.4b che è lo sviluppo della sua sezione x, attraverso il futuro Appennino settentrionale) avvenne una spaccatura della costa granitica, per risalita forse di un ‘megapiro’ di astenosfera dal mantello della terra, che provocò l’apertura e l’innesco di un rifting (frattura con spostamento di margini), venendo a configurare una nuova fossa di sedimentazione più interna (più spostata verso la zolla europea). Sul fondo vennero a situarsi rocce ultrabasiche del tipo peridotitico (scarsamente ricche di silice e ricche invece di calcio, ferro e magnesio), costituite per lo più dal minerale olivina (silicato di ferro e magnesio a tetraedri semplici, (Mg, Fe)2 SiO4), si differenziarono e/o furono leggermente metamorfosate e trasformate in serpentino, dando luogo a quel complesso di rocce dette Ofioliti o Rocce verdi. Nel corso di tale processo di trasformazione si liberò nel mare una enorme quantità di silice e CO2, che trasportate da correnti, interessarono anche la fossa più esterna (margine africano) rimasta continentale, creando un ambiente estremamente favorevole alla formazione di rocce silicee nelle due fosse. Nel corso del Malm (Giurese Superiore) si depositarono infatti i diaspri, sopra il calcare selcifero nella fossa continentale e sopra le Ofioliti nell’altra oceanica.
– Intanto anche nella zona estrema più interna, verso l’Iberia si accumulavano sedimenti dentro quest’unica fossa continentale che consideriamo di scarsa rilevanza per il nostro discorso sull’Appennino.
La grossolana fig. 4, potrebbe rappresentare intuitivamente però la situazione di questa geosinclinale, come da noi immaginata, a circa 150 Maf, senza tenere conto delle scale.
Fig.4a – Situazione al Giurese Superiore (intorno a 150 Maf);
B: Margine continentale africano (Externiden)
A: fossa oceanica
Fig.4b – Situazione nel Giurese Superiore (sezione X della Fig4a)
VEDERE ANCHE l’ALTRO ART. FORSE PIU’ ESPLICITO SULL’ORIGINE DELL’APPENNINO a nome dello stesso autore nel relativo post a più voci.
1-LA MISTERIOSA STORIA DELLE OFIOLITI IN ALTA VAL DI CECINA E ALTROVE E DEL MITICO OCEANO TETIDE CHE SCOMPARVE NELLE VISCERE DELLA TERRA, NEL CONTESTO DELL’EVOLUZIONE DELL’APPENNINO CENTRO-SETTENTRIONALE
del dott. Piero Pistoia
Da rivedere in alcune parti
Introduzione – In prima istanza possiamo definire le ofioliti come un complesso di rocce basiche ed ultrabasiche (povere di silice: le basiche, 45-52% di SiO2; le ultrabasiche, fino a 45%), spesso scompaginato, costituite da gabbri, diabasi, ma anche e specialmente da serpentiniti composte da silicati complessi di ferro e magnesio [3], prodotte da leggero metamorfismo di fondo oceano a partire dalle peridotiti del mantello, nella fattispecie Lherzoliti [2] [3], e di questo antico fondo oceanico rappresentano oggi gli unici frammenti rimasti. Le ofioliti della Val di Cecina sono rocce che tutti più o meno conoscono, perché costituiscono per es. i “Gabbri” per andare a Larderello, le rocce su cui sono arroccati i paesi di Micciano, Libbiano, Montecastelli, i poggi del Monte Aneo, della Rocca Sillana e di buona parte della zona di Monterufoli ecc. (vedere Fig.6 e cartina). Tutti pensano che siano rocce collegate a raffreddamento di magmi in loco, per cui spesso sentiamo dire che la nostra zona è vulcanica. In effetti le manifestazioni dei campi geotermici rimandano al raffreddamento di qualche ‘plutone’ granitico in profondità, ma la terra di origine degli ofioliti era invece il pavimento di un mitico oceano (oceano Tetide) che esisteva verso ovest, allineato come la zolla europea (ENE-OSO) e che 37 milioni di anni fa (37 MAF), sprofondò definitivamente nelle viscere della terra insieme con la litosfera che lo sosteneva, eccetto alcuni frammenti, le ofioliti appunto. Non si tratta di un territorio più o meno distante dalla nostra zona; in un riferimento assoluto poteva essere anche sotto i nostri piedi, se ha ragione Elter nello stimare la massima apertura di questo oceano di un migliaio di chilometri. Si tratta di un posto che non c’è più sulla superficie terrestre, perché è sparito con tutta la litosfera! Sopravvive solo una specie di ricordo: il “fantasma della zolla perduta”, le ofioliti appunto. Sopravvissero invece i sedimenti di questo oceano che, durante la chiusura furono accavallati, strizzati e allineati al margine europeo (siamo intorno ai 37 MAF), trascinando le ofioliti inglobate: solo ora avrebbe senso affermare che la loro distanza dalla nostra zona poteva essere un migliaio di chilometri e altrettanti furono percorsi nella rotazione dell’orogene fino a costituire l’ossatura dell’Appennino Toscano. Ma vediamo meglio.
Considerazioni sulle ofioliti della zona in studio – Le ofioliti in Toscana, molto diffuse in specie nella zona in studio (Cartina e Fig.6), si trovano incluse nelle cosiddette falde alloctone o Unità Liguri, formazioni rocciose essenzialmente argilloso-silicee-marnoso-arenacee trasportate lontano dal posto dove avevano avuto origine. Esse si depositarono a partire dal Giurese sup. ( all’inizio del Malm, circa 160 MAF, quando il Tetide, già mare misterioso fin dal Trias medio, si aprì come oceano) nelle fosse più interne (più a nord verso l’antico blocco europeo), nel cosiddetto Dominio Ligure-Piemontese dello stesso Tetide, oceano allora pressoché allungato ENE-OSO, circa alle latitudini a cui si formeranno il Mediterraneo e la Penisola italiana, confinante a nord-ovest col blocco euro-asiatico e a sud-est col promontorio africano dell’Adria (Fig.1).
Le ofioliti sarebbero pezzi delle rocce che costituivano il fondo di questo antico oceano sulle quali si depositarono le suddette formazioni, venendo verso nord a costituire il basamento di quella che sarà l’Unità Ofiolitica Interna con ofioliti in posizione primaria (diffusa oggi in Liguria orientale, all’ isola d’Elba e nella zona costiera della Toscana meridionale) e, più a sud, intercalazioni nell’Unità Ofiolitica Esterna a guisa di olistoliti (grossi massi ofiolitici anche di qualche km con parziale copertura) con ofioliti per lo più in posizione secondaria, cioè incluse in formazioni sedimentarie torbidiche del Cretaceo-Eocene [5]. Quest’ultime formazioni sono rappresentate in zona dal Flysch Calcareo-Marnoso del Cretaceo inf.-Paleocene che insieme a quello di Lanciaia (Paleocene medio-Eocene), costituiscono oggi la Liguride dominante nella Toscana meridionale e nell’ambiente in studio [6].
Anche oggi la litosfera oceanica, costituita dal mantello litosferico e dalla crosta oceanica, ha in linea di massima (per le differenze vedere [1]) stessa struttura e petrografia di queste rocce e si origina, oggi come allora, a partire dalle dorsali oceaniche (linee di frattura profonda con spostamento laterale: riftings), per risalita di magmi ultrabasici profondi dal mantello, magmi peridotitici con olivina dominante e ortopirosseno ricco in magnesio (vicino all’enstatite) e subordinato clinopirosseno. Si tratta di magmi parzialmente cristallizzati e metamorfosati in serpentinite con la loro componente basaltica (per un cenno sull’origine della serpentina ed altro vedere nota [3]), effusi lateralmente e consolidati a costituire ed espandere continuamente il pavimento del bacino oceanico ai lati della dorsale, per cui, allontanandoci da essa il fondo ha età sempre più antica. La paragenesi relitta delle serpentiniti in studio, che fa riferimento ad ol (olivina), opx (ortopirosseno di Fe e Mg) e cpx (un clinopirosseno augitico con Mg, Fe e scarso Ca e Al a costituire il diallagio), ridotte per lo più a serpentino fibroso (crisotilo, fillosilicato con fogli arrotolati a tubo), indica una peridotite “madre”, tipo Lherzolitea spinello (A’’B2’’’O4, es., magnetite Fe’’Fe2’’’O4) [2] [3]. Così le Liguridi più interne hanno ofioliti più giovani e quelle più esterne, deposte più lontano dal rifting, più vecchi (nella fattispecie sembra abbiano cristallizzato qualche milione di anni prima delle altre); le ofioliti delle interne, cristallizzando dopo, devono essere derivate da peridotiti del mantello più impoverite di clinopirosseni (componenti più basso-fondenti), cioè di Ca, Fe, Al, per processi di fusione parziale (contengono meno del 10% di clinopirosseni a fronte di un 15% nelle esterne). Se gli ortopirosseni dominanti nelle peridotiti, sono silicati ferro-magnesiaci (Fe,Mg)2[Si2O6] e i clinopirosseni sono in generale più ricchi in calcio e alluminio (diallagio [nota 3]), potrebbe sembrare che le ofioliti in studio contengano rispetto alle altre più marittime una maggiore quantità di questi due elementi. Poiché però la nostra Unità Ofiolitica Inferiore esterna, contiene grandi quantità di brecce ofiolitiche diffuse a tutti i livelli e il complesso ofiolitico inglobato (ofioliti e in parte la copertura), quando esiste (Fig.3), è fortemente interessato da azioni meccaniche e compreso in sedimenti torbidici, è plausibile che tali brecce ed ofioliti provengano da zone più interne.
Cenni al margine del Dominio Austroalpino – Nell’impossibilità di razionalizzare il disegno precedente, precisiamo che l’Unità di S. Fiora e la Liguride esterna appartengono alla stessa fossa di sedimentazione per cui i sedimenti correlati si assomigliano nelle formazioni e nel tempo (dai Calcari a Calpionelle del Cretaceo inf., attraverso l’arenaria Pietra forte del paleocene inf.. fino al Calcare marnoso Alberese Eocene medio sup). Nello stesso modo si assomigliano le Unità delle Argille e calcari con la Serie toscana per contiguità delle aree do sedimentazione verso sud. In successione: dalla parte bassa del Trias sup. caratterizzato da una copertura metamorfica con dolomie massicce e calcari cristallini, attraverso lo Pseudoverrucano con conglomerati quarzosi, arenarie, calcari arenacei del Trias sup., le marne arenacee e calcari silicei scuri a liste di selce nere (Lias medio sup.), fino al complesso delle Argille e calcari s.str., terreni argillosi calcarei ed arenacei di età esclusivamente Terziaria, che si rinvengono direttamente sopra lo Pseudoverruvano o a copertura delle formazionio oligoceniche del Dominio toscano (es. Macigno).[6]
Dalle giaciture originali nell’oceano Tetide a quelle attuali – La Fig.3 rappresenta la successione nel tempo delle formazioni rocciose nei diversi bacini di sedimentazione nella geosinclinale appenninica; “racconta” cioè le vicende sedimentarie nel corso del tempo della Sezione X di Fig. 1 e la Fig. 2b dell’art. [5 – P. Pistoia, 1998] ne riassume la situazione alla fine del Giurese; mentre la Fig.4 rappresenta la disposizione attuale delle stesse formazioni. La narrazione che seguirà è un possibile racconto ipotetico relativo al passaggio dalla situazione della Fig.3 a quella della Fig.4. Questo mitologico oceano, a partire dal Malm, continuò ad allargarsi, per allontanamento dei due blocchi continentali, secondo le modalità sopra accennate, per raggiungere addirittura un migliaio di Km alla fine del Giurese, secondo le stime di P. Elter [4], e iniziò a stringersi, verso la fine del Cretaceo inf. (circa 100 MAF), per avvicinamento dei margini (Fig. 5 A-B), chiudendosi definitivamente 37 MAF (Fig. 5 C), nell’ Eocene superiore (fine della fase ligure dell’orogenesi). Nel contempo si depositavano, durante il periodo compreso al massimo fra 160 e 37 MAF, le formazioni alloctone, Liguride Esterna e Liguride Interna, in due fosse separate da un primo rilievo (Ruga del Bracco) costituitosi nel Cretaceo (circa 100 MAF), sorgente di olistoliti di crosta oceanica e eventuale copertura che, nelle rocce in studio, si ritrovano intercalati, come già accennato, nella Liguride Esterna (Fig.3). Da allora fino a circa 22 milioni di anni fa si scontrarono, quasi in un immane cataclisma anche se “diluito” in circa quindici milioni di anni, i due continenti Europeo ed Africano (fase ensialica dell’orogenesi). Che cosa accadde al materiale, che si era depositato nel Tetide dal Giurese sup. all’Eocene medio (in circa 120 milioni di anni), durante le due fasi di compressione? Brandelli di ofioliti furono strappate dal fondo oceanico di quell’oceano antico scomparso – e di esso oggi sono ricordo e storia – e inglobate, in maniera più o meno caotica in funzione della durata delle traslazioni, nelle formazioni rocciose superiori che, durante la fase ligure si erano impilate l’una sotto l’altra a partire da quelle più interne, cioè più vicine all’Europa, Fig. 5, A-B-C di Plesi e Fig. 2’, man mano che crosta oceanica e mantello litosferico (litosfera oceanica) sprofondavano sotto il continente africano (lungo un piano detto di Benjof), “raggrinzando” opportunamente i sedimenti (segmenti interni impilati sotto quelli più esterni, come accennato) nel risucchiarli verso il basso nel processo di subduzione, richiesto dalla Teoria della Tettonica delle Placche. Così alla chiusura definitiva del Tetide le formazioni strizzate e deformate si trovarono spinte con giacitura originaria (le interne più in basso) sul continente europeo (Fig.2’e Fig. 5 C). Infine per lo più durante lo scontro cratonico, il piano di Benjof tese ad immergere sotto l’Europa e parte delle dette formazioni si ribaltò rovesciandosi (nota 13 a pag.21 della [4]) (da rivedere) e accavallandosi in senso inverso (Fig.2’’), cambiando vergenza (da europea ad appenninica) ed ordine ( le più interne sempre più in alto invertendo la giacitura originale) e retrocarreggiò per molte decine di Km verso la zolla africana (Fig. 5 E di Plesi), per sovrapporsi infine su quelle continentali. Quest’ultime sempre durante lo scontro cratonico – “accrete” a partire dall’alto nel seguente ordine: Formazioni Australpine, Falda ed Autoctono toscani – si ritrovano oggi (Fig. 5 E di Plesi e Fig. 4) al di sotto delle Liguridi. In particolare, sul margine continentale, la parte più interna della Serie Toscana, spinta dalle Liguridi, si scollò dal substrato antico in corrispondenza del Trias plastico (Falda Toscana) e sovrascorse sulla sua parte più esterna (Autoctono Toscano) raddoppiando la Serie Toscana (P. Elter, 1985). Ovvero, durante la subduzione ensialica (litosfera continentale che si immerge verso ovest sotto la placca europea), “le zone esterne del margine della zolla africana (Autoctono Toscano) sottoscorrono quelle più interne (Falda Toscana) e il prisma delle unità liguri” (G. Gasparri, 1995), secondo le regole del cuneo di accrezione. Per cercare ulteriori approfondimenti vedere anche nota [5]. In particolare per quest’ultime formazioni su zolla continentale è da notare, come accennato, che il Tetide prima del Malm (periodo in cui diventò oceano) già esisteva come mare con caratteristiche continentali fin dal lontano Trias medio. Sul fondo aveva infatti rocce analoghe a quelle della crosta continentale di composizione media analoga al granito. Tale mare (Neotetide), si era costituto appunto a partire dal Trias medio (225 MAF) e, per allontanamento dei margini, si era sempre più approfondito secondo faglie listriche per subsidenza meccanica (dopo il Malm la subsidenza diventò termica), raccogliendo da 225 a 160 MAF svariati sedimenti che dopo il Malm (apertura dell’oceano Tetide) rimasero sui due margini continentali immersi in via di allontanamento, mentre vi continuava, in particolare su quello africano, la sedimentazione fino all’Oligocene medio (26 MAF), cessando definitivamente col macigno (Fig.3), all’arrivo delle coltri alloctone con il loro carico di ofioliti all’interno, durante lo scontro cratonico (per le giaciture attuali, conseguenza della storia accennata sopra, vedere Fig.4). Le formazioni deposte direttamente sul margine continentale africano (dal Trias all’Oligocene medio) vennero a costituire, quelle più esterne, le rocce della Serie Tosco-Umbra e quelle intermedie prospicienti l’oceano, sempre su margine continentale, le rocce delle Formazioni Australpine, attive già dal Trias, che facevano passaggio a N, col loro dominio interno, alle coperture liguri e a S, col loro dominio esterno, a quelle toscane, separati i due domini dalla ruga insubrica, zona per lo più emersa introdotta in sede teorica per spiegare la presenza di clasti nei sedimenti. Di queste formazioni Australpine, di scarsa rilevanza nella zona in studio non diremo altro [6] (sedimenti terziari di tali formazioni, il cosiddetto Flysch Marnoso-arenaceo, si rinvengono, nell’area, solo a Castelnuovo V.C .). Per una sintesi sulle rocce costituenti tutte queste formazioni, poste nel tempo e nei relativi domini e per seguire i ragionamenti vedere Fig. 3, dalla quale non appare però la consistenza relativa media delle formazioni (per avere un’idea di questa vedere Fig. 4). La Serie Toscana nella zona in studio spesso manca di alcune formazioni (serie ridotta) e talora è limitata ai depositi del solo Trias (calcari cavernosi fetidi e dolomitici, anidridi e argille di ambiente poco ossigenato) e ciò trova la sua ragione nella prima fase tettonica estensionale che si instaurò da 22 MAF a calare.
La FIG. 5 E del dott. prof. Plesi accademico, si pensi modificata immaginando di inserire anche la Fig.2.
L’ultimo segmento della storia: la rotazione dell’orogeneappenninico [7]– A partire da 22 MAF le formazioni ormai accavallate e per lo più ancora sotto il mare, componenti l’orogene appenninico con la parte in studio, ancora allungato NE-SO e imperniato sulle Alpi Meridionali (a N dell’attuale golfo di Genova), ruotarono in senso antiorario fino alla posizione attuale della Penisola Italiana, per aperture, tutte mioceniche, di oceani secondari, tendenzialmente triangolari a spingere (un vertice a nord); es., il Balearico si oceanizza durante il Burdigaliano, 22-16 MAF, separando il Massiccio Sardo-Corso dal margine europeo, poi il Corso e successivamente il Tirreno nel Tortoniano sup., 9-8 MAF, lasciando indietro, eccetto alcuni “pezzi”, lo stesso massiccio rispetto alla catena. Nel contempo, cessavano, nella nostre zone, le forze di compressione laterale, che sarebbero continuate a migrare al di là dell’asse principale dell’Appennino e si ritrovano ancora oggi nella zona adriatica, causa di eventi sismici a notevole profondità, 55-75 Km, dove la subduzione di litosfera adriatica sottoscorre l’arco appenninico. Cessate le forze tangenziali, in corrispondenza del massimo ispessimento crostale, potè iniziare l’aggiustamento isostatico (rebound) tramite il collasso distensionale interno del cuneo ispessito, che provocò un rapido sollevamento a scala chilometrica (uplift), datato fra 20-19 e 13-12 MAF, con robuste attività erosionali e, alla superficie, scorrimenti gravitativi a doppia vergenza di parte delle Liguridi già deformate – creando ad ovest le condizioni per la Serie Ridotta (Burdigaliano sup.-Serravagliano) e aprendo contemporaneamente possibilità per la sedimentazione delle arenarie dell’epiligure o semialloctono (Piana del Marchese, Manciano e Ponzano), che in quest’ottica acquistano il significato di primi sedimenti autoctoni. Si trattò così di un rapido rebound della massa asportata tramite veloci movimenti verticali di massa che inflessero verso l’alto le isoterme già rivolte verso il basso, attivando flussi di calore per conduzione e giustificando un’assenza significativa di magmatismi calcoalcalini-andesitici (amagmatic corridor fra 23 a 7 MAF), impedendo di raggiungere temperature opportune (600-650°). Il rebound subì un rallentamento nel Tortoniano Sup., permettendo l’inizio del processo di granitizzazione (7.3-6 MAF) e nella Toscana Meridionale una nuova fase tettonica distensionale con l’apertura di numerose faglie dirette a direzione appenninica delimitanti bacini subsidenti in “un’area che nell’insieme è invece sottoposta ad una risalita di materiale profondo ad alta densità” [4, pag. 21], concausa dell’oceanizzazione del Tirreno sulle vestigia della zona di separazione Alpi-Appennino. Tali faglie dirette, a partire appunto dal Miocene Sup. e per tutto il Pliocene, tendendo ad orizzontalizzarsi a diversi livelli di profondità (per es., al livello K di separazione rigido-plastico quelle mioceniche, altre a livello del Trias plastico …), risultarono tanto importanti per le mineralizzazioni nella nostra zona [9] (Fig. 6). Ma su questa storia torneremo. E’ da sottolineare la strana concomitanza fra sollevamento di materiale più o meno denso dal basso e distensione. In particolare in quel tempo la nostra zona fu interessata da una successione di horst e graben e nelle depressioni entrò di nuovo il mare, creando bacini subsidenti dove si avvicendarono episodi lacustri, lagunari e marini complessi e articolati raccogliendo i sedimenti del cosiddetto Neoautoctono [Fig. 4], storia già raccontata in [10]. La fascia di compressione nella zona del fronte della catena che la spinge contro la placca in subduzione, e la fascia complementare di distensione, alle spalle del fronte, legata all’espansione dei bacini di retroarco – dapprima quella balearica (associata al magmatismo sardo, Fig.2’’) e poi quella tirrenica (magmatismo tosco-laziale e poi delle Eolie) – ambedue provocate dalla flessione e sprofondamento verso ovest della litosfera dell’Adria sotto il fronte della catena in formazione – sarebbero migrate verso est insieme alla stessa zona di subduzione, in quanto la linea lungo la quale la litosfera si flette tende a migrare ad est (Roll-back) per probabili ragioni interne (densità circa uguali della placca in subduzione e della catena) ed esterne (particolare comportamento della rotazione terrestre). Infatti un leggero rallentamento della rotazione terrestre avrebbe potuto provocare la deriva verso est, differenziata con i paralleli (minore verso nord), dell’astenosfera che aggancia e trascina la litosfera superiore e nel contempo ostacolare l’immersione della placca subsidente. La zona tensile di retroarco migrò così verso est a spiegare la formazione progressiva dei grandi bacini lacustri e marini a partire dal Tortoniano: oceanizzazione del Tirreno, apertura dei bacini subsidenti lacustri e marini della Toscana Meridionale (Neoautoctono di età tortoniana-messiniana e pliocenica (10-2 MAF)) e il ringiovanimento progressivo del magmatismo acido fra Tirreno e Toscana Meridionale a partire da 7.3-6 MAF.
Conclusioni – Lo scenario descritto in breve è uno fra tanti possibili, provvisorio e approssimativo, ma ha incastri aperti così da permettere inserimenti di ulteriori approfondimenti, aggiustamenti e correzioni: si tratta cioè di un modello culturale dinamico. Per sottolineare l’aspetto educativo di queste storie, scriveva delle ofioliti, rocce spesso nude e scabre, il dott. Angelo Marrucci, giovane studioso di geografia, di mineralizzazioni e del loro impatto antropico-sociale in Alta Val di Cecina, caro amico precocemente scomparso, come esse “possano rappresentare altresì un elemento di grande interesse culturale anche per il profano curioso che, trovandovisi a contatto in seguito alle più diverse motivazioni (ricerca di minerali, escursionismo, fotografia, caccia, turismo ecc.), può essere sollecitato a ‘scoprire’ e riconoscere in esse i resti di un antico oceano scomparso o la testimonianza di immense collisioni in uno scenario di dimensioni planetarie articolato nell’arco di molte decine di milioni di anni, ottenendo da tale esperienza un salutare ‘salto’ cognitivo che dal limite concreto e comune del ‘qui’ ed ‘ora’ consente di proiettare la riflessione su scale di grandezza e dinamiche tali da far riconsiderare il presente con altri criteri” [8].
(Dott. Piero Pistoia)
BIBLIOGRAFIA E NOTE
1 – Padoa E. (Superv. Bortolotti V.) (1997) “Le ofioliti dell’Appennino Settentrionale”, Il Sillabario N. 4. da rivisitare nel blog.
2 – De Siena C. (1993) “Ofioliti dell’area di Lanciaia-Montecastelli Pisano (Alta Val di Cecina)”,Firenze, Dip. Sci. della Terra.
3 – Le Lherzoliti sono peridotiti dove oltre ad olivina sono presenti ortopirosseni e clinopirosseni. I pirosseni sono inosilicati con anione Z2O6 di formula generale 1-p (X,Y)1+p Z2O6, dove W=Ca,Na; X=Mg, Fe’’, Mn’’, Ni’’; Y=Al,Fe’’’, Cr’’’,Ti’’’’ e Z=Si, Al. Il diallagio, clinopirosseno caratteristico delle nostre ofioliti, è un’augite, (Ca, Na)1-x (Mg, Fe’’, Fe’’’, Al, Ti)1+x (Si, Al)2O6, dove x è compreso fra 0.1 e 0.5, che oltre a possedere sfaldatura (110) dei pirosseni, ha anche la sfaldatura (100) dovuta alla presenza di sottilissime lamelle di mescolamento o dovuta ad una geminazione plurima.
La FIG C riassume la struttura a tetraedri dei silicati e i loro gruppi caratteristici, per ‘leggere’ le loro formule chimiche.Le peridotiti si trasformano in serpentiniti, nel loro percorso di risalita verso il fondo oceanico del Tetide, per flusso plastico in una condizione largamente cristallina, quando si manifestano possibilità di idratazione e la temperatura diviene inferiore a 500 °C. Uno degli aspetti problematici (un altro è il reperimento di ingente acqua per le reazioni) è l’aumento di volume di questa trasformazione (densità peridotiti >3, delle serpentiniti compresa fra 2.5 e 2.7), mentre sembra accertato che la serpentinizzazione avvenga senza aumento di volume. Alcuni prospettano che durante questo processo si possa avere una perdita metasomatica di materiali che possa bilanciare il detto aumento di volume (es., perdita di CaO al bordo ecc.). La questione ci risulta ancora aperta. Le serpentiniti massive sono generalmente verdi-nere molto scure per magnetite o verdi più chiare talora variegate (ranocchiaia). Oltre a serpentino (crisotilo) e magnetite, come minerali aggiuntivi troviamo i fillosilicati clorite e talco, carbonati, brucite, gli anfiboli tremolite e actinolite ecc..Il serpentino, per lo più crisotilo uno strano fillosilicato avvolto, si può formare, per es., per attacco dell’olivina delle peridotiti da parte di acqua e ossigeno in zona di debole metamorfismo:6(Mg 1.5, Fe 0.5) SiO4 + O + 6H2O -> 3Mg3 (OH)4 Si2O5 + Fe3 O4 Il talco e la sua alterazione, steatite, hanno formula Mg3 (OH)4 Si4O10; le cloriti hanno formula identica al serpentino con sostituzione isomorfica di Mg con Al e Fe bivalente e di parte degli atomi Si con Al. Nei minerali magnesiaci tremolite e actinolite, la catena doppia degli anfiboli dà luogo all’anione Z4O11 e la formula generale è W0-1 X2Y5Z8O22 (OH,O, F)2. Nella tremolite W=0; X=Ca; Y=Mg; Z=Si e infine (OH)2; nella actinolite al posto del magnesio c’è il ferro bivalente. “In generale i minerali aggiuntivi nelle rocce serpentinose rappresentano trasformazioni endometasomatiche legati alla serpentinizzazione o più spesso successive a questa. Abbastanza spesso si giunge a masserelle, lenti, chiazze, vene di brucite (idrato di magnesio), carbonati, talco, asbesto con strutture complicate e pittoresche” (C. D’Amico “Le rocce metamorfiche” Patron, 1980, pag.203), oggetto di interesse anche per i collezionisti. Per una ulteriore discussione vedere: Turner F. & Verhoogen J. (1960) “Ignous and Metamorphic Petrology”, McGRAW-HILL, cap. 11.
4 – Elter P. (1985) “Introduzione allo studio dell’Appennino Sett. nel quadro del sistema alpino” Suppl. n. 1 ai quaderni Mus. Stor. Nat., Livorno, 6:1-21.
5 –Per ulteriori chiarimenti sull’evoluzione dell’Appennino vedere:Elter P. (1985), op. Cit. [8].Plesi G. (1998) “L’Appennino Sett., processi e tempi di formazione di una catena montuosa”, Il Sillabario, N.1; rivisitato nel blog.Pistoia P. (1999) “Una storia piccola dell’Appennino Sett. (225-100 MAF)”, Il Sillabario, N. 2, rivisitato nel blog.Pistoia P. (1999) “Cenni alle prime fasi evolutive dell’Appennino Sett. (300-20 MAF)”, Il Sillabario, N. 4, da rivisitato nel blog;
6 – Per una chiara e qualificata sintesi sulla geologia dell’Appennino Sett.:Lazzarotto A. (1993) “ Elementi di Geologia” Silvana Editoriale, a cui in questo scritto si fa spesso riferimento.
7 – Elter P. (1994) “ La fase post-nappe nella Toscana meridionale: nuova interpretazione sull’evoluzione dell’Appennino Sett.”, Atti Tic. Ac. Terra, n. 37, 173-193;Carmignani L. et alii (1995) “Relazione fra Bacino Balearico, il Tirreno Sett. e l’evoluzione neogenica dell’Appennino Sett.”, Studi geologici CAMERTI, vol. sp., 225-263.
8 Marrucci A. (1997) “Le ofioliti, una risorsa culturale” Il Sillabario, N. 4, art rivisitato nel blog.
9 – Pandeli E.& Padoa E. (1998) “Le rocce brecciate triassiche nelle colline metallifere: calcare cavernoso e anidriti di Burano”, Il Sillabario, rivisitato nel blog.
10 Pistoia P. (2003) “Il Neoautoctono a Pomarance e dintorni, “Breve storia delle rocce dell’ultimo mare”, da L’Incontro N.3, rivisitato nel blog.
(Dott. Piero Pistoia)
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2-LE “STORIE” DI GEOLOGIA DI PIERO PISTOIA ED ALTRO
del dott. Pier Domenico Burgassi
Piero Pistoia dottore in geologia ed apprezzato insegnante di fisica all’ITIS di Pomarance, autore di numerose pubblicazioni scientifiche, propone questo secondo lavoro nel campo delle scienze geologiche con l’intenzione di spiegare, anche ai non addetti ai lavori (curiosi e di media cultura n.d.r.) genesi e storia di queste rocce particolari che caratterizzano parte del nostro territorio: le ofioliti.
Alle ofioliti appartengono infatti i gabbri che si incontrano passando per la SS439 nel percorso fra Pomarance e Larderello e vedono assai di frequente persone, le più diverse per età e nazionalità, intente ad esaminare con curiosità quelle rocce che affiorano, oggi “imprigionate” da reti metalliche, quasi che si dovessero difendere i passanti non dal distacco di possibili frammenti, ma da un branco di belve feroci. Curioso per natura e per formazione culturale mi sono fermato a domandare il perchè di queste soste ed ho ricevuto le risposte più diverse: la più semplice mi fu data da un docente di materie letterarie a Zurigo: sono affascinato da queste rocce verdi. Rocce verdi o ofioliti, questo è il nome con cui queste rocce sono conosciute nell’ambiente scientifico, che da sempre influenzano l’economia della Val di Cecina: oggi per l’uso che ne viene fatto come inerti nel campo dei lavori edili e stradali, ieri per la presenza di miniere per lo sfruttamento delle mineralizzazioni cuprifere ad esse collegate e per la raccolta di un prodotto caratteristico dell’area e commercializzato nell’antichità dai mercanti volterrani insieme all’acido borico: il vetriolo di Cipro (in pratica solfato di rame) che si formava dove alle mineralizzazioni di rame era associata attività geotermica con emissione di idrogeno solforato.
Grazie a Piero per essersi ricordato di essere anche un geologo.
(Dott. Pier Domenico Burgassi)
Già direttore del Museo della Geotermia,
libero professionista in ‘Energia rinnovabile e ambiente’,
direttore del Museo “Le energie del territorio“
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3-LE OFIOLITI UNA RISORSA CULTURALE PER LA VAL DI CECINA ED OLTRE
Questo mitologico oceano, a partire dal Malm, continuò ad allargarsi, per allontanamento dei due blocchi continentali, secondo le modalità sopra accennate, per raggiungere addirittura un migliaio di Km alla fine del Giurese, secondo le stime di P. Elter [4], e iniziò a stringersi, verso la fine del Cretaceo inf. (circa 100 MAF), per avvicinamento dei margini (Fig. 5 A-B), chiudendosi definitivamente 37 MAF (Fig. 5 C), nell’ Eocene superiore (fine della fase ligure dell’orogenesi). Nel contempo si depositavano, durante il periodo compreso al massimo fra 160 e 37 MAF, le formazioni alloctone, Liguride Esterna e Liguride Interna, in due fosse separate da un primo rilievo (Ruga del Bracco) costituitosi nel Cretaceo (circa 100 MAF), sorgente di olistoliti di crosta oceanica e eventuale copertura che, nelle rocce in studio, si ritrovano intercalati, come già accennato, nella Liguride Esterna (Fig.3). Da allora fino a circa 22 milioni di anni fa si scontrarono, quasi in un immane cataclisma anche se “diluito” in circa quindici milioni di anni, i due continenti Europeo ed Africano (fase ensialica dell’orogenesi). Che cosa accadde al materiale, che si era depositato nel Tetide dal Giurese sup. all’Eocene medio (in circa 120 milioni di anni), durante le due fasi di compressione? Brandelli di ofioliti furono strappate dal fondo oceanico di quell’oceano antico scomparso – e di esso oggi sono ricordo e storia – e inglobate, in maniera più o meno caotica in funzione della durata delle traslazioni, nelle formazioni rocciose superiori che, durante la fase ligure si erano impilate l’una sotto l’altra a partire da quelle più interne, cioè più vicine all’Europa, Fig. 5, A-B-C di Plesi e Fig. 2’, man mano che crosta oceanica e mantello litosferico (litosfera oceanica) sprofondavano sotto il continente africano (lungo un piano detto di Benjof), “raggrinzando” opportunamente i sedimenti (segmenti interni impilati sotto quelli più esterni, come accennato) nel risucchiarli verso il basso nel processo di subduzione, richiesto dalla Teoria della Tettonica delle Placche. Così alla chiusura definitiva del Tetide le formazioni strizzate e deformate si trovarono spinte con giacitura originaria (le interne più in basso) sul continente europeo (Fig.2’e Fig. 5 C). Infine per lo più durante lo scontro cratonico, il piano di Benjof tese ad immergere sotto l’Europa e parte delle dette formazioni si ribaltò rovesciandosi (nota 13 a pag.21 della [4]) (da rivedere) e accavallandosi in senso inverso (Fig.2’’), cambiando vergenza (da europea ad appenninica) ed ordine ( le più interne sempre più in alto invertendo la giacitura originale) e retrocarreggiò per molte decine di Km verso la zolla africana (Fig. 5 E di Plesi), per sovrapporsi infine su quelle continentali. Quest’ultime sempre durante lo scontro cratonico – “accrete” a partire dall’alto nel seguente ordine: Formazioni Australpine, Falda ed Autoctono toscani – si ritrovano oggi (Fig. 5 E di Plesi e Fig. 4) al di sotto delle Liguridi. In particolare, sul margine continentale, la parte più interna della Serie Toscana, spinta dalle Liguridi, si scollò dal substrato antico in corrispondenza del Trias plastico (Falda Toscana) e sovrascorse sulla sua parte più esterna (Autoctono Toscano) raddoppiando la Serie Toscana (P. Elter, 1985). Ovvero, durante la subduzione ensialica (litosfera continentale che si immerge verso ovest sotto la placca europea), “le zone esterne del margine della zolla africana (Autoctono Toscano) sottoscorrono quelle più interne (Falda Toscana) e il prisma delle unità liguri” (G. Gasparri, 1995), secondo le regole del cuneo di accrezione. Per cercare ulteriori approfondimenti vedere anche nota [5]. In particolare per quest’ultime formazioni su zolla continentale è da notare, come accennato, che il Tetide prima del Malm (periodo in cui diventò oceano) già esisteva come mare con caratteristiche continentali fin dal lontano Trias medio. Sul fondo aveva infatti rocce analoghe a quelle della crosta continentale di composizione media analoga al granito. Tale mare (Neotetide), si era costituto appunto a partire dal Trias medio (225 MAF) e, per allontanamento dei margini, si era sempre più approfondito secondo faglie listriche per subsidenza meccanica (dopo il Malm la subsidenza diventò termica), raccogliendo da 225 a 160 MAF svariati sedimenti che dopo il Malm (apertura dell’oceano Tetide) rimasero sui due margini continentali immersi in via di allontanamento, mentre vi continuava, in particolare su quello africano, la sedimentazione fino all’Oligocene medio (26 MAF), cessando definitivamente col macigno (Fig.3), all’arrivo delle coltri alloctone con il loro carico di ofioliti all’interno, durante lo scontro cratonico (per le giaciture attuali, conseguenza della storia accennata sopra, vedere Fig.4). Le formazioni deposte direttamente sul margine continentale africano (dal Trias all’Oligocene medio) vennero a costituire, quelle più esterne, le rocce della Serie Tosco-Umbra e quelle intermedie prospicienti l’oceano, sempre su margine continentale, le rocce delle Formazioni Australpine, attive già dal Trias, che facevano passaggio a N, col loro dominio interno, alle coperture liguri e a S, col loro dominio esterno, a quelle toscane, separati i due domini dalla ruga insubrica, zona per lo più emersa introdotta in sede teorica per spiegare la presenza di clasti nei sedimenti. Di queste formazioni Australpine, di scarsa rilevanza nella zona in studio non diremo altro [6] (sedimenti terziari di tali formazioni, il cosiddetto Flysch Marnoso-arenaceo, si rinvengono, nell’area, solo a Castelnuovo V.C .). Per una sintesi sulle rocce costituenti tutte queste formazioni, poste nel tempo e nei relativi domini e per seguire i ragionamenti vedere Fig. 3, dalla quale non appare però la consistenza relativa media delle formazioni (per avere un’idea di questa vedere Fig. 4). La Serie Toscana nella zona in studio spesso manca di alcune formazioni (serie ridotta) e talora è limitata ai depositi del solo Trias (calcari cavernosi fetidi e dolomitici, anidridi e argille di ambiente poco ossigenato) e ciò trova la sua ragione nella prima fase tettonica estensionale che si instaurò da 22 MAF a calare. 
1-p (X,Y)1+p Z2O6, dove W=Ca,Na; X=Mg, Fe’’, Mn’’, Ni’’; Y=Al,Fe’’’, Cr’’’,Ti’’’’ e Z=Si, Al. Il diallagio, clinopirosseno caratteristico delle nostre ofioliti, è un’augite, (Ca, Na)1-x (Mg, Fe’’, Fe’’’, Al, Ti)1+x (Si, Al)2O6, dove x è compreso fra 0.1 e 0.5, che oltre a possedere sfaldatura (110) dei pirosseni, ha anche la sfaldatura (100) dovuta alla presenza di sottilissime lamelle di mescolamento o dovuta ad una geminazione plurima. 
Il sillabario 2013 