DEL BASAMENTO METAMORFICO TOSCANO · Alla fine di questo periodo geologico si mettono in moto i...

EVOLUZIONE GEOLOGICADEL BASAMENTOMETAMORFICO TOSCANOFederico Lucci 1, 2 e Valerio Masella 2

1 Dip. di Scienze, Sezione di Scienze Geologiche, Uni-versità RomaTre

2 Gruppo Mineralogico Romano

Riassunto

L’area della Toscana meridionale chegeologi, collezionisti e non solo chiamanofamiliarmente le Colline Metallifere, è ilrisultato di una lunga serie di eventi geo-logici che si sono succeduti negli ultimi500 Ma. Attraverso l’osservazione dellerocce costituenti il Basamento Toscano èpossibile riconoscere tutte le fasi geologi-che maggiori avvenute a partire dal Pa-leozoico. Le rocce metamorfiche (filladi,scisti) rappresentano la collisione ercini-ca, mentre evaporiti e dolomie descrivo-no la fase di rottura del grande continen-te Pangea e la genesi dell’oceano tetideo.In questo oceano si depositeranno, nelMesozoico e nel Cenozoico basale, le roc-ce sedimentarie che costituiranno i futuririlievi delle Alpi e degli Appennini. Que-sti rilievi rappresentano infine gli eventicompressivi che hanno interessato il Me-diterraneo alla fine del Cenozoico e che,per quanto riguarda la struttura appenni-nica, sono tuttora in atto. I grandi proces-si orogenetici tuttavia comportano impor-tanti fasi di riequilibrio della crosta coin-volta, in cui spesso (per non dire sempre)dominano i fenomeni magmatici: plutoni-smo medio-crostale e superficiale, vulca-

nismo, metamorfismo di contatto ed epi-termalismo.

Il Basamento Metamorfico Toscano in sin-tesi

Le Colline Metallifere Toscane costi-tuiscono un distretto epitermale co-gene-tico al magmatismo neogenico delle Pro-vincia Magnatica Toscana; magmatismosviluppatosi e messosi in posto durantel’ultima fase tettonica estensionale che hainteressato la catena appenninica (dal tar-do Miocene ad oggi).

Con “fase distensiva” solitamente ci siriferisce a quei processi tettonici, che at-

Il Cercapietre 1-2/2012, 47-55 Lucci F. e Masella V.: Evoluzione geologica del Basamento…

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Fig. 1. Esempio di un grande sistema di rifting. Con lalinea tratteggiata sono rappresentati i due bracci delrifting continentale della Great Rift Valley. Con il pun-tinato il rifting oceanizzato del Mar Rosso. Con la li-nea rossa continua invece è identificata una porzionedella Dorsale Oceanica Indiana. I tre segmenti di rift siincontrano nel Golfo di Aden. Le frecce rosse indicanoil senso di apertura delle placche coinvolte dai proces-si di rifting.

traverso grandi faglie normali, tendono adistendere, assottigliare e separare dueporzioni di crosta terrestre. Esempio tipi-co di questi processi è la Grande Rift Val-ley africana (Figg. 1 e 2).

I processi di distensione e rifting sonospesso responsabili di grandi provincemetallifere. Perché?

Al fine di rispondere a questa doman-da, è necessario ripercorrere velocemen-te la storia della provincia geologica to-scana.

Il Basamento Toscano: La Fase Paleozoi-ca (542-251 Ma)

Nel Cambriano (542-488 Ma), ciò cheoggi definiamo “Basamento CristallinoToscano” inizia il suo processo di forma-zione e genesi.

Alla fine di questo periodo geologicosi mettono in moto i grandi processi cheporteranno alla formazione del supercontinente Pangea (Fig. 3). Durante l’Or-doviciano (488-444 Ma) ed il Siluriano


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Fig. 2. Great Rift Valley (porzione meridionale); ricostruzione virtuale di Christoph Horman,(http://earth.imagico.de/).

(444-416 Ma), i continenti Laurentia eBaltica collidono nell’Orogenesi Caledo-nica (Alpi Scandinave e Highlands Scoz-zesi) a formare Laurussia.

Ma la deriva continentale non si fermae lungo tutto il lasso di tempo che va dalDevoniano (416-359 Ma) al Carbonifero(359-299 Ma), Laurussia prosegue il suocammino verso il grande continente meri-dionale di Gondwana.

Questa seconda collisione è fonda-mentale per il Basamento Toscano: traLaurussia e Gondwana si estendevano ungrande oceano (il Rheico) ed un suo ra-mo minore (Oceano Armoricano) chepossono essere immaginati come l’Ocea-no Indiano e la sua protuberanza oceani-ca del Mar Rosso (Fig. 1).

Questa collisione si sviluppa in modoconsistente e infatti tutt’oggi è possibile ri-


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Fig. 3. L’orogenesi Ercinica: nei cerchi blu è rappresentata la posizione dei margini continentali che origineranno ilfuturo Basamento Toscano. In giallo è identificata la placca Armoricana: il nucleo geologico della struttura ercinicache oggi è rappresentato dal Massiccio Armoricano, dal Massiccio Sardo-Corso e dal Basamento Metamorfico To-scano. (Modificato da: Nance et al., 2012).

conoscere tracce di questo processo nellerocce cristalline (cioè metamorfiche e mag-matiche) di molti massicci montuosi euro-pei: nelle Alpujarridi delle Betiche Spagno-le, nel Massiccio Armoricano e nel Massic-cio Centrale in Francia, nella Selva e nelMassiccio Boemo (detto Sylva Hercinyadai Romani), nei Monti Metalliferi nell’a-rea della Rep. Ceca e della Slovacchia.

Ma tracce dell’Orogenesi Ercinica siritrovano anche in domini geologici medi-terranei come nel Rif Marocchino o nelledue grandi isole della Corsica e della Sar-degna e perfino in alcuni speroni montuo-si della penisola italiana: in Toscana e inCalabria.

Fondamentalmente le rocce erciniche sipossono dividere in tre tipologie principali:

1. Rocce metamorfiche a precursorebasico-basaltico (dette rocce metabasi-che): rocce della crosta oceanica del pic-colo Oceano Armoricano (per quanto ri-guarda la penisola italica) che, vista la lo-ro densità, sono scese in subduzione du-rante la collisione Laurussia-Gondwana eche sono state metamorfosate fino anchealla fase eclogitica (P > 12 kbar e T >500°C). Tali rocce sono state poi in alcunicasi esumate (come a Posada in Sardegna)dai processi distensivi post-collisionali;

2. Rocce metamorfiche a precursorecrostale acido (dette rocce metapelitiche):rocce della crosta continentale (sia diLaurussia, sia di Gondwana) che sono siarocce cristalline (graniti e scisti) sia rocceesogene (argille e sabbie) derivate dallosmantellamento erosivo della crosta con-tinentale stessa. Tali rocce vengono coin-volte nella progressiva collisione orogeni-ca: più si trovano vicine alla zona di sutu-ra collisionale più il grado metamorfico

(valori massimi di Pressione e Temperatu-ra) raggiunto è alto; si passa così da rocceindeformate nelle zone più lontane, a fil-ladi e scisti nelle zone più esterne dellacatena montuosa, a gneiss nelle zone piùinterne della catena orogenica ed infine amigmatiti nel nucleo orogenico (le mig-matiti sono rocce che reagiscono all’altis-simo grado metamorfico con la fusione ericristallizzazione solo dei costituentiquarzo-feldspatici);

3. Rocce magmatiche granitoidi: roccedi origine magmatica che sono una co-stante nei grandi processi orogenici. Nellefasi pre-collisionali quando è attiva lasubduzione oceanica (e le due placchecontinentali non si sono ancora scontrate)è tipica la formazione di archi vulcaniciche tendono a sopravvivere fino al mo-mento della collisione continentale. Du-rante le fasi continentali, invece, il mag-matismo è caratterizzato dai sedimenti edalle rocce quarzose che rifondono a cau-sa delle importanti temperature raggiuntedalla crosta nelle spinte collisionali. Nellafase post-collisionale invece si sviluppanoi processi magmatici maggiori: la catenamontuosa tende a collassare sotto il suostesso peso generando distensione crosta-le; anche il mantello caldo sottostante ten-de a risalire non più vincolato verso ilbasso dalle spinte compressive della colli-sione continentale. Distensione più flussotermico si esplicano in un magmatismo at-tivo e imponente in grado di produrre gi-ganteschi volumi di magma e quindi mas-sicci granitici di notevoli dimensioni (bastipensare al “Batolite Sardo”, il massicciogranitico sardo che corre dalle propagginimeridionali del Gennargentu e arriva finoall’arcipelago della Maddalena).


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Il Basamento Toscano: La fase Mesozoica(251-65,5 Ma)

La fase Ercinica termina nel Carboni-fero. Il Pangea neoformato però, nella fu-tura area mediterranea, non rimane stabi-le. Una intensa attività magmatica di tipoalcalino (magmatismo permiano sardo,magmatismo porfirico altoatesino) indical’inizio del processo di continental break-up (rottura continentale): il superconti-nente costituisce, per la sua estensione,un “coperchio” al flusso di calore che sa-le dal sottostante mantello. Il calore chesi accumula genera subsidenza termica eassottigliamento crostale oltre che fusionedi porzioni del mantello superiore. I fusimagmatici inoltre, per densità, tendono arisalire attraverso la crosta producendoulteriore assottigliamento e delaminazio-ne della crosta stessa (un esempio di que-sto processo è proprio la Grande RiftValley Africana).

In superficie il processo di rifting si mo-stra nella formazione di grandi faglieestensionali e la generazione di fosse e de-

pressioni tettoniche (graben) che a lorovolta possono divenire vie preferenziali perla risalita di nuovo magma mantellico.Queste depressioni, in superficie, sono ca-ratterizzate inoltre da un fortissimo fattoredi erosione delle rocce costituenti i fianchidel graben: nell’area mediterranea questoprocesso di erosione è identificato dai con-glomerati del “Verrucano Toscano” e dalle“Arenarie della Val Gardena” (Alpi Dolo-mitiche), rocce sedimentarie costituite pro-prio da clasti eterogenei provenienti dallerocce cristalline erciniche (Fig. 4).

Se la fossa tettonica subisce ulterioresubsidenza termica (cioè sprofondamen-to) può essere invasa dal mare e genera-re, nella sua prima fase di immersione, la-gune discontinue ipersaline per bassissi-mo ricambio di acqua e formazione di im-portanti depositi evaporitici (gessi, anidri-ti, salgemma e dolomie): nell’attuale areamediterranea tali depositi si riconoscononelle evaporiti della Formazione delle“Anidriti di Burano” (Appennino) e neicalcari neri della Formazione “a Belle-rophon” (Alpi Dolomitiche).


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Fig. 4. Rappresentazione schematica del processo di formazione dell’Oceano Tetideo. Il Processo di rifting si esplicacon grandi faglie distensive (in rosso) che dislocano e ribassano il Basamento Metamorfico Ercinico e allo stesso tem-po creano spazio per la deposizione di conglomerati continentali (“Verrucano”), per depositi evaporitici (“Anidriti diBurano”) e la formazione di grandi scogliere coralline (“Dolomia Principale”). (Modificato da: Borsellini et al., 1989).

Una successiva e progressiva ingressio-ne marina porta alla formazione di unmare lagunare stabile e quindi alla forma-zione di ambiente idoneo allo sviluppo dipiù proto-atolli corallini (cioè piattaformecarbonatiche o barriere coralline). Il pas-saggio da ambiente evaporitico a barrieracorallina è segnato spesso da una transi-zione tra i due ambienti petrogenetici:dalle anidriti e dai calcari neri si passaprogressivamente a dolomie cristalline(spesso varicolori), a calcari del tipo “Cal-care Cavernoso” (caratterizzato da microe macro cavità ancora ricche di mineralisolfatici come il gesso) a calcari scuri(“Bellerophon superiore”) e calcari fetidi(“Calcari a Rhaetavicula” appenninici)ricchi di materia organica e di componen-te solfatica.

Se il processo di subsidenza termicaprosegue, allora si attivano i processi dioceanizzazione: ovvero gli atolli coralliniman mano vengono sommersi e alla sedi-mentazione biogenetica si sostituisce quellaterrigena dei fondali abissali (calcari mar-nosi, marne e argille). Nell’area mediterra-nea quello che si osserva è la formazione digrandi barriere coralline come la piattafor-ma Dolomitica e la piattaforma Laziale-Abruzzese che progressivamente vedonoformarsi ai propri margini importanti baci-ni di tipo abissale (come l’Umbro-Marchi-giano o il Lagonegro).

Alla fine del Cretaceo (145.5-65.5Ma), oramai Pangea non esiste più datempo e nell’area mediterranea si è aper-ta la NeoTetide: un golfo oceanico lun-ghissimo che parte da Panthalassa (orachiamato Oceano Pacifico) e separa icontinenti meridionali Gondwaniani daquelli settentrionali (Fig. 5).

In questo momento geologico il Basa-mento Toscano è tutt’uno con il MassiccioSardo e insieme costituiscono il marginemeridionale dell’area europea oggi chia-mata Provenza.

Il Basamento Toscano: la Fase CenozoicaAlpina (65,5-30 Ma)

Neanche all’Oceano Tetide è dato dirimanere in tranquillità…

Alla fine del Giurassico oltre a Tetidecon un “motore” termico molto più po-tente, si iniziano ad aprire altri due ocea-ni: Atlantico e Indiano.

L’Atlantico separa progressivamente ilNord America da Eurasia e divide a metà ilnucleo principale di Gondwana letteralmen-te staccando il Sud America dall’Africa.

L’Oceano Indiano invece comincia lasua storia da quello che oggi è il Golfo diAden (Fig. 1): da questo punto si diparto-no tre fosse tettoniche (come tre grandifratture). La prima non diverrà mai unoceano ed è la Grande Rift Valley, la se-


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Fig. 5. Rappresentazione schematica del rifting tetideoe della rottura di Pangea (Kozur e Bachmann, 2010).

conda separerà la penisola Arabica dal-l’Africa formando il Mar Rosso e la terza(la maggiore) separerà l’India dall’Africae la spingerà pian piano verso l’Asiaschiacciando così Tetide.

In sintesi Atlantico e Indiano si espan-dono più velocemente di Tetide, che aquesto punto non può far altro che venirecompletamente schiacciato tra Eurasia,Africa e India. Tale collisione è nota co-me Orogenesi Alpino-Himalayana ed èresponsabile di quella lunghissima catenamontuosa che parte dalle nostre Alpi, at-traversa la Turchia, l’Afghanistan, entranel Pakistan, si unisce al Karakorum pri-ma e all’Himalaya poi fino a terminare ilsuo cammino nelle catene montuose dellapenisola Indonesiana (Fig. 6).

Il Basamento Toscano ed il MassiccioSardo, ancora uniti, vengono marginal-mente coinvolti dai processi alpini; è peròin questo momento che, attraverso tetto-nica attiva compressiva, si mettono in po-sto in discordanza le Unità Liguridi. Lasuccessione ofiolitica ligure (frammenti digabbri-basalti del fondo oceanico, fanghiargillosi a radiolari, fanghi argillosi scuri e

calcareniti) viene “spremuta” tra i dueblocchi in collisione (Europa e Africa) edessendo molto più duttile delle circostantirocce cristalline si muove verso possibilivie di fuga tettoniche: una di queste è ilmargine meridionale della Provenza, do-ve si trova per l’appunto il futuro Basa-mento Toscano (Fig. 7).

Il Basamento Toscano: La Fase Cenozoi-ca post-Alpina (30 Ma ad oggi)

Come per l’Orogenesi Ercinica, la fasepost-orogenica Alpina è caratterizzata dacollasso gravitativo della catena montuosa,che si esplica con un generale processo didistensione dei blocchi continentali collisi.

A differenza però della fase Ercinica,questa volta è sopravvissuta una porzionedella crosta oceanica dell’oceano tetideo(oggi Mar Ionio e Mar Egeo). Una crostapesante fatta di rocce basaltiche, imprigio-nata tra due subduzioni almeno (quellaAlpina Occidentale, e quella del Massicciodi Rodope ad oriente), che come unico de-stino ha quello di continuare a sprofonda-re progressivamente nel mantello.

Durante questo progressivo processodi subduzione, la pesante e fredda crostaoceanica si tira dietro i margini di crosta


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Fig. 6. Rappresentazione schematica della Linea di Su-tura Alpino-Himalayana. La linea rossa vuole rappre-sentare la lunga fila di catene montuose che si sonoformate nell’Eocene per la collisione di Africa e Indiacontro Eurasia.

Fig. 7. Rappresentazione schematica non in scala dellasubduzione tetidea. In verde sono rappresentate leUnità Liguridi, materiale del fondo oceanico che, du-rante la compressione alpina, si distacca dalla crostatetidea ed inizia a migrare per scivolamento tettonicosopra i domini continentali europei e africani.


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Fig. 8. In alto: Schema riassuntivo dei bacini post-alpini sviluppatisi nel Mediterraneo Occidentale. In arancione ba-cini su crosta continentale; in blu bacini che hanno sviluppato crosta oceanica. (Modificato da: Lucci, 2010). In basso: Rappresentazione schematica del processo di arretramento del piano di subduzione (rollback) che produ-ce la progressiva rotazione antioraria del Blocco Sardo-Corso nel Miocene e della penisola italiana poi. Successiva-mente lo stesso processo genera l’apertura del bacino oceanico tirrenico. (Modificata da: Gvirtzman e Nur, 2001).

continentale che bordano la subduzionestessa.

E man mano che i margini di zollacontinentale sono trascinati dalla crostaoceanica, il Mediterraneo Occidentale as-sume nuova configurazione (Fig. 8): pri-ma si apre il bacino di Alboran che sepa-ra le Betiche spagnole dal Rif marocchi-no, poi si apre il bacino alghero-proven-zale (o liguro-provenzale) che letteral-mente stacca il Massiccio Sardo-Corsodalla Provenza e lo fa ruotare fino allaodierna posizione. Il processo proseguedislocando il Massiccio Sardo-Corso,aprendo la fossa Sarda ed il Campidano egenerando grandi vulcani della Marmillae del Monte Arci.

Nel Miocene infine una nuova fase diarretramento della subduzione della cro-sta tetidea, si apre un nuovo bacino ocea-nico: il Tirreno. Questo processo compor-ta una ulteriore rotazione in senso antio-rario della crosta ercinica e delle sue co-perture carbonatiche. È proprio in questafase che il Basamento Toscano raggiungela sua posizione attuale. Le rocce meta-morfiche erciniche, su cui nel Mesozoicosi erano depositati sedimenti evaporitici ecarbonatici, si distacca dal Massiccio Sar-do e ruota verso est fino a raggiungere laattuale posizione geografica.

Come avvenuto durante l’apertura delbacino alghero-provenzale, anche per il ba-cino tirrenico si assiste alla formazione diimportanti processi magmatici legati alla ri-salita di magmi che accompagnano l’arre-tramento della subduzione oceanica: ilmagmatismo Toscano ed il magmatismodella Provincia Romana. La Provincia

Magmatica Romana mostra un carattereprincipalmente vulcanico e si estende dal-l’area del distretto Vulsino (Latera, Monte-fiascone, Bolsena) fino alle propaggini me-ridionali del Distretto Campano (Vesuvio).

La Provincia Magmatica Toscana è ca-ratterizzata invece, soprattutto, da plutoniche si mettono in posto a condizioni dicrosta superficiale in un’area che va dal-l’Abetone fino alle Colline Metalliferegrossetane.

Tali intrusioni plutoniche nel Basamen-to Toscano hanno generato processi distin-ti quali: la formazione di marmi e skarn permetamorfismo di contatto sulle coperturecarbonatiche (come riconoscibile nel Mas-siccio delle Apuane) e la genesi di aree mi-neralizzate per epitermalismo dovuto allarisalita di cortei fluidi caldi (giacimenti El-bani e Colline Metallifere Toscane).

BIBLIOGRAFIA ESSENZIALE

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