I caratteri geo‐morfologici della Toscana. Spunti per...

I caratteri geo‐morfologici della Toscana.

Spunti per l’osservazione del paesaggio Firenze, 23 Ottobre 2014

Dott. Arch. Francesco Monacci

Corso di Analisi del Territorio e degli Insediamenti

Università di Pisa :: Dip. di Scienze Agrarie Alimentari e Agro‐Ambientali

Cdl Progettazione e Gestione del Verde Urbano e del Paesaggio

Riferimenti bibliogra8ici

•  F. Pardi, 1990, Orogenesi e morfologia. L'interpretazione geologica dell'Appennino, in C. Greppi, (a cura di), Paesaggi dell'Appennino, Quadri ambientali della Toscana, Marsilio Editori, Venezia.

•  F. Pardi, 1991, L'Appennino sommerso. L'interpretazione geologica delle colline, in C. Greppi, (a cura di), Paesaggi delle colline toscane, Quadri ambientali della Toscana, Marsilio Editori, Venezia.

•  F. Pardi, 1993, Trasgressioni e regressioni. I lineamenti evolutivi della costa toscana, in C. Greppi, (a cura di), Paesaggi della costa, Quadri ambientali della Toscana, Marsilio Editori, Venezia.

•  A. Bosellini, 2005, Storia geologica d’Italia, Zanichelli, Bologna.

•  L. Dallan Nardi, R. Nardi, 1972, Schema stratigraLico e strutturale dell’Appennino Settentrionale, in Memorie dell’Accademia Lunigianese di Scienze “G. Capellini”, vol. XLII, La Spezia.

•  G.B. Dal Piaz, G. V. Dal Piaz, 1981, Sviluppo delle concezioni faldistiche nell'interpretazione tettonica delle Alpi (1840 ‐1940), in Società Geologica Italiana, Cento anni di geologia italiana.

•  P. R. Federici, R. Mazzanti, 1988, L'evoluzione della paleogeograLia e della rete idrograLica del Valdarno inferiore, Società Geogra8ica Italiana.

•  L. Trevisan, 1981, Autoctonismo e faldismo nella storia delle idee sulla tettonica dell’Appennino settentrionale, in Società Geologica Italiana, Cento anni di geologia italiana.

•  L. Trevisan, E. Tongiorgi, 1976, La terra, Utet, Torino.

1

Caratteristiche geogra8iche del

territorio regionale

Caratteristiche geogra3iche del territorio regionale

Nella regione appenninica la rete idrogra3ica del versante adriatico è disposta a pettine

mentre quella del versante tirrenico risulta parallela al crinale appenninico.

Barga

La

Spezia

Lucca

Pisa

Firenze

Pistoia

Livorno

Forlì

Arezzo

Siena

M. Orsaro

Piombino

M. Amiata

1

2 Libro Aperto

4 5Alpe Tre Potenze

M. Falterona

3

Caratteristiche geogra3iche del territorio regionale: allineamenti

Barga

La

Spezia

Lucca

Pisa

Firenze

Pistoia

Livorno

Forlì

Arezzo

Siena

M. Falterona

Alpe Tre Potenze

M. Orsaro

Caratteristiche geogra3iche del territorio regionale: 5 allineamenti montani principali: man mano meno evidenti dall’Appennino alla costa

Caratteristiche geogra3iche del territorio regionale: 4 sequenze vallive

Piana di Lucca, Montecatini e Fucecchio

A

B

C

D

Caratteristiche geogra3iche del territorio regionale: 5 dorsali principali allineate NO – SE e 4 sequenze vallive

Barga

La

Spezia

Lucca

Pisa

Firenze

Pistoia

Livorno

Forlì

Arezzo

Siena

M. Falterona

Alpe Tre Potenze


E’ piuttosto semplice distinguere la regione appenninica dalla Toscana centrale.

La Toscana centrale appare però un insieme vasto e differenziato al suo interno


E’ piuttosto semplice distinguere la regione appenninica dalla Toscana centrale.

La Toscana centrale appare però un insieme vasto e differenziato al suo interno anche in ragione

degli utilizzi del suolo nel corso dei secoli.

Caratteristiche geogra3iche della regione appenninica

Catena montuosa orientata da Nord‐Ovest a Sud‐Est.


Nella regione appenninica la rete idrogra3ica del versante adriatico è disposta a “pettine” mentre

quella del versante tirrenico risulta parallela al crinale appenninico.


Forma dei rilievi. In Appennino la parte sommitale è caratterizzata da pendii dolci e ondulati;

mentre in basso i versanti appaiono più ripidi e solcati da profonde forre.

Tratto appenninico nei pressi dell’Alpe di Succiso




Tratto appenninico nei pressi del M. Sillara




Tratto appenninico compreso tra la Cima dell’Omo e il M. Rondinaio


Forma dei rilievi. In Apuane la parte sommitale della catena si presenta invece con un aspetto

più accidentato.

2

Il percorso di comprensione della

struttura geologica regionale

Le rocce che compongono l'intera ossatura appenninica sono state costruite da un lunghissimo

processo di sedimentazione sul fondo del mare, protrattosi pressapoco per l'intera durata delle

ere mesozoica e cenozoica (da 235 Ma a 25 Ma).

In circa duecento milioni di anni, calcari, marne, argille, arenarie e le relative forme di transizione

si sono depositate e cementate strato su strato sul fondo del mare.

A partire dalla 8ine dell’era Cenozoica (65 Ma), questo pacco di strati sedimentari dello spessore

di qualche chilometro, poggiante su un substrato profondo, è stato corrugato e sollevato al di

sopra delle acque marine.

Corrugamento e sollevamento hanno alterato profondamente l'originaria geometria degli strati,

creando degli straordinari gerogli8ici della stratigra8ia.

In estrema sintesi …

Il percorso di comprensione della struttura geologica regionale

Il percorso di comprensione della struttura geologica regionale

Origine della terra e della vita

Venezia, Basilica di San Marco, Serie di mosaici della Genesi, XIII sec.

La geologia si scontra 8in dall’inizio con le idee di molti esponenti della Chiesa cattolica

riguardante l'età della Terra e soprattutto l’idea della creazione.

Fino al Settecento in tutto il mondo cristiano si riteneva che la Bibbia contenesse un racconto

veritiero sull’origine della vita sulla terra e che fosse addirittura possibile datare l’origine della

Terra a circa 6000 anni fa.

La nascita della moderna geologia

Cappella Sistina, Musei Vaticani, Roma


Michelangelo Buonarroti, Separazione della

luce dalle tenebre, 1512 Michelangelo Buonarroti, Creazione degli astri e delle piante, 1511‐1512

Michelangelo Buonarroti, Separazione della terra

dalle acque, 1511‐1512

Michelangelo Buonarroti, Creazione di Adamo, 1511‐1512

L’inizio della Geologia moderna viene identi8icato con l’affermazione

delle teorie dell’attualismo secondo la quale le cause che operano le

grandi trasformazioni del passato vanno identi8icate con le cause di

trasformazione ancora oggi vigenti anche se gli effetti appaiono piccoli

e lenti (Charles Lyell, Princples of Geology, 1833).

Furono proprio i grandi geologi dell’Ottocento (Hutton e Lyell) a

rendere il mondo scienti8ico consapevole che il tempo geologico aveva

un estensione enorme. Nel 1795 Hutton propose che la Terra avesse

un età ben superiore a quella proposta dalla dottrina cristiana.

Osservando l’estrema lentezza dei fenomeni di erosione delle

montagne e di sedimentazione nei bacini marini Hutton propose un

origine della Terra molto più addietro rispetto al racconto biblico.

La teoria di Lyell era una concezione uniformitarista e si scontrava

con una visione catastro3ista (Cuvier) diffusa in quasi tutti gli

ambienti intellettuali; quest’ultima teoria postulava che la terra fosse

stata periodicamente sottoposta a grandi calamità naturali quali

alluvioni, attività tettoniche e vulcanuche, ecc.). Questa visione si

conciliava bene con una interpretazione letterale della Bibbia e in

particolare con i racconti della Genesi.


Charles Lyell (1797‐1875)

I lavori di Lyell, e i principi di cronologia

relativa ben noti e ben sviluppati all'epoca,

hanno condotto Charles Darwin (1809–1882)

a pubblicare nel 1859 la sua opera più

conosciuta, intitolata The Origin of Species

(L'origine delle specie) e più tardi, nel 1871, la

sua non meno importante opera concernente

gli antenati dell'uomo (The Descent of Man, and

Selection in Relation to Sex).

L'osservazione di fossili in cima e ai piedi delle

Ande spinge Darwin ad interrogarsi sulla serie

di avvenimenti che avevano potuto portare a

questa distribuzione disparata.

Fu una copia del libro di Lyell sul Beagle a dare

a C. Darwin un idea degli abissi del tempo che

la terra e la vita avevano attraversati, tempo

necessario per la lenta evoluzione degli

organismi.


Le idee 3issiste (~1830/1850) sostenevano che la morfologia corrugata dei rilievi era fondata sul

principio della contrazione della crosta terrestre per raffreddamento progressivo diverso da

regione a regione: tutte le montagne, sia pure interessate da successivi fenomeni erosivi, da

trasgressioni e regressioni del mare e da eventi vulcanici, sono saldamente ancorate nel

substrato.

Principio del radicamento o autoctonia: tutte le montagne, per quanto alterate da successive

vicende geologiche (trasgressioni» e «regressioni») hanno le loro radici nel substrato, e dunque la

spiegazione della loro pur complicata struttura stratigra8ica (pieghe, faglie, forti inclinazioni degli

strati) e della loro eventuale problematica relazione con i terreni circostanti deve essere basata

comunque sul principio del loro radicamento o «autoctonia». (L. E. De Beaumont, 1829‐1830).

Ma come era possibile spiegare i sempre più frequenti casi di giacitura di formazioni più antiche al

di sopra di altre più recenti rinvenuti nelle campagne di rilevamento? (Alpi, ma anche Apuane e

sull'Appennino)

Teorie 3issiste vs teorie mobiliste

Ma come era possibile spiegare i sempre più frequenti casi di giacitura di formazioni più antiche

al di sopra di altre più recenti rinvenuti, ad esempio, nelle campagne di rilevamento sulle Apuane

e sull'Appennino?


Falda di ricoprimento nelle Alpi Apuane

nella zona tra Il M.

C r o c e e d i l M .

Matanna.

Le pareti rocciose

sono costituite da

ca l car i de l Tr ias

(235‐192 Ma).

Q u e s t a p o t e n t e f o r m a z i o n e s t a

sovrapposta a un

complesso di arenarie

e marne molto più

recente (Oligocene, 37‐23 M.a) nella foto

coperta dal bosco.

Falda di ricoprimento nelle Alpi Apuane nella zona tra Il M. Croce ed il M. Matanna.

Le pareti rocciose sono costituite da calcari del Trias (235‐192 M.A.).

Questa potente formazione (codici gr, Tcv, Tc, Gcm,Gs) sta sovrapposta a un complesso di arenarie

e marne (codice pmg) molto più recente (Oligocene, 37‐23 M.a) nella foto coperta dal bosco,


Di fronte ai sempre più numerosi casi di formazioni più antiche al di sopra di altre più recenti la

visione autoctonista venne messa in crisi e poi abbandonata in favore delle teorie mobiliste.

A cavallo tra Ottocento e Novecento si affermò sempre più la dottrina dei grandi ricoprimenti, la

cui esistenza venne dimostrata per le Alpi e per i Carpazi: H. Schardt per gli scogli del lago dei

Quattro Cantoni in Svizzera (1898); M. Lugeon per le Alpi Svizzere (1903); M. Lugeon e E. Argand

per le Alpi Pennine (1905).

La teoria sulle falde di ricoprimento venne a questo punto sperimentata (all’inizio da geologi

stranieri) anche alla catena degli Appennini.


Da Trevisan, 1981

Fenomeni a favore dell’alloctonia delle falde di ricoprimento:

A.  Distribuzione diffusa e casuale delle o3ioliti (rocce ignee basiche ed ultrabasiche tipiche della

litosfera oceanica) su entrambi i versanti appenninici.

Queste rocce di antica origine magmatica non presentano nessuna parentela stratigra8ica con le

formazioni incassanti e sottostanti.


Lucca

Pisa

La Spezia

Firenze

Forlì

Per l 'Appennino l ' ipotesi faldista fu proposta da G.

STEINMANN (1907) e da L. DE

LAUNAY (1907) e riguardava:

l'alloctonia del complesso delle

«argille scagliose o8iolitifere», la sua giacitura sopra la

formazione del «Macigno» e la

mancanza di vie d'ascesa di

materiale magmatico.

Non potendo venire dal subs ta to l e o 8 io l i t i non

potevano che essere alloctone


A.  Distribuzione diffusa e casuale delle o3ioliti (rocce ignee basiche ed ultrabasiche tipiche della

litosfera oceanica) su entrambi i versanti appenninici.

Queste rocce di antica origine magmatica non presentano nessuna parentela stratigra8ica con le

formazioni incassanti e sottostanti.


Per l 'Appennino l ' ipotesi faldista fu proposta da G.

STEINMANN (1907) e da L. DE

LAUNAY (1907) e riguardava:

l'alloctonia del complesso delle

«argille scagliose o8iolitifere», la sua giacitura sopra la

formazione del «Macigno» e la

mancanza di vie d'ascesa di

materiale magmatico.

Non potendo venire dal subs ta to l e o 8 io l i t i non

potevano che essere alloctone Sasso di San Zenobi (FI)


B.  Raddoppio della Serie Toscana sulle Alpi Apuane


In questa regione montuosa due successione stratigra8iche

omo loghe da l T r i a s s i co

all’Oligocene appaiono, infatti,

sovrapposte: quella superiore

non metamor8ica e quella sottostante metamor8ica.

E’ praticamente impossibile

che due serie sedimentarie si

possano ripetersi per due volte in modo uguale: quindi si deve

supporre che un evento di

sovrapposizione tettonica.

Inoltre si può ipotizzare che il metamor8ismo fosse stato

prodotto dal carico della

sovrapposizione tettonica.


C.  Argille scagliose (blocchi di calcare e/o arenarie immersi in una matrice argillosa)


Sotto questo nome venivano raggruppate varie formazioni, la

cui età è compresa in genere tra

il Giurassico e l'Eocene (190‐50

MA).

Sono un complesso talmente “caotico” che solo con dif8icoltà

potevano essere considerati

come il risultato di una regolare

sedimentazione in sito.

Gli autoctonisti (o 8issisti)

ri8iutavano il principio che

f o rmaz ion i s ed imen ta r i e

potessero essere scollate dal substrato e portate lontano dal

loro originario bacino di

sedimentazione.

La Spezia

Lucca

Pisa

Forlì

Bologna

Modena

Siena

Firenze




L'incredulità verso l'alloctonia poggiava anche sull'obiettiva

dif8icoltà di immaginare le forze

ingenti capaci di spostare, sia

pure in tempi calcolabili in

m i l i o n i d i a n n i , m a s s e incalcolabili di vastità regionale.

Il concetto di falda o coltre di

c o p e r t u r a , i n t e s a c ome

formazione rigida sovra scorsa

s u a l t r e , p o s t u l a v a necessariamente l'esistenza di

poderose spinte da tergo di

origine sconosciuta; e in ogni

caso restava da spiegare come

q u e l l e f o r z e p o t e s s e r o esercitarsi su formazioni come

l e a r g i l l e s c a g l i o s e ,

scompaginate e di scarsa

coesione.

La Spezia

Lucca

Pisa

Forlì

Bologna

Modena

Siena

Firenze




Teoria dei cunei composti (Migliorini, 1948) L’enorme traslazione di falde fu spiegata da Migliorini

ipotizzando che questo enorme movimento fosse

avvenuto per tappe separate dovute a successivi

sollevamenti di limitate super8ici inclinate e non come

erroneamente si credeva di un unico scorrimento di centinaia di chilometri su di un piano inclinato.

Nel caso delle argille scagliose il processo a tappe

successive spiegava inoltre il particolare aspetto caotico

di questa formazione.


A.  Distribuzione diffusa e casuale delle o3ioliti

B.  Raddoppio della Serie Toscana sulle Alpi Apuane



Il motore di questi imponenti spostamenti è la teoria della tettonica a zolle formulata a

partire dalle intuizioni di Alfred Wegener (1880 – 1930) sulla deriva dei continenti.

3

Principi della tettonica globale


• Wegener parte dall’osservazione della somiglianza tra le coste dell’Africa e quelle del Sud America, proponendo però l’ipotesi di una enorme frattura allargata che avrebbe separato i due continenti.

• Generalizzando questa concetto propose che tutti i continenti attuali fossero riuniti in un unico blocco

chiamato Pangea. Le sue teorie si basavano su argomenti di natura geologica ma anche paleontologica e

paleoclimatica. (Wegener , 1915, Die Entstehung der Kontinente und Ozeane)

• La ricostruzione dell’originale assetto è tutt’oggi dibattuta e in parte diversa da quella proposta da Wegener. • L’affermarsi della tettonica globale ha pertanto rovesciato le teorie 8issiste e ha fornito un motore per spiegare

i movimenti delle formazioni geologiche che costituiscono i rilievi (orogenesi).

Da Trevisan, Tongiorgi, 1976


Secondo la teoria della tettonica a placche la parte super8iciale della Terra è costituita da un involucro

relativamente rigido (litosfera) suddiviso in un certo numero di

elementi (placche).

Le placche si estendono verso il basso per circa 100 km, 8ino ad

una zona dove le rocce sono sensibilmente più calde e plastiche.

Le placche sono in continuo movimento l’una rispetto all’altra

con una velocità di circa 2‐15 cm/anno.

Suddivisione della Terra sulla base

dello stato 8isico dei materiali.

Mosaico globale delle placche litosferiche: alcune comprendono grandi

blocchi continentali, altre (es. Paci8ico) sono interamente costituite da

crosta oceanica

Modello della parte super8iciale della Terra.

Il guscio super8iciale (litosfera), rigido e

resistente, è formato dalla crosta continentale

(granitica) e crosta oceanica (basaltica).

Da Bosellini, 2005


Il motore che fa muovere le placche va ricercato nei moti convettivi che rimescolano l’interno della Terra.

La parte super8iciale delle placche è in larga parte costituita da

materiale basaltico, cioè lava scura che fuoriesce nel mezzo

degli oceani in corrispondenza di lunghissimi rilievi

sottomarini costellati di vulcani, le cosiddette dorsali medio‐oceaniche.

I continenti (Europa, Africa, Asia, Americhe, Australia,

Antartide) sono, invece, masse di materiale più leggero e sono

inglobati in questa specie di nastro trasportatore costituito

dalle placche e si spostano “galleggiando”.

I moti convettivi sono il motore della tettonica a placche

Morfologia sottomarina dell’Oceano Atlantico e

Indiano. In corrispondenza delle dorsali medio‐

oceaniche risalgono le correnti convettive e si crea

continuamente nuova crosta oceanica

Da Bosellini, 2005


Le placche si accrescono in corrispondenza delle dorsali medio‐oceaniche. In corrispondenza delle fosse oceaniche una placca si immerge al di sotto di un’altra venendo inghiottita

all’interno della Terra: questo processo è detto subduzione.

La litosfera, calda e plastica, che si forma in corrispondenza delle dorsali medio‐oceaniche ridiscende poi,

fredda e pesante in corrispondenza delle fosse oceaniche

Fossa oceanica

Da Bosellini, 2005


Quando le placche in movimento trascinano blocchi continentali ancorati ad esse (ad es. Africa o Europa) questi una volta giunti “faccia a faccia” nella zona di subduzione entrano in collisione.

Lo scontro tra due continenti implica la scomparsa dell’oceano che li separava e quindi non solo la massa

d’acqua ma soprattutto il fondo oceanico con le sue rocce e i suoi sedimenti sovrastanti.

La collisione porta ad un intensa deformazione della zona di contatto (in genere dalla forma lunga e stretta).

Lungo la linea di collisione dei blocchi continentali le rocce ed i sedimenti dell’oceano interposto e le rocce dei due continenti prossime alla zona di contatto vengono piegate, rotte, sollevate dalle enormi forze in gioco

(compressione e alte temperature).

A la convergenza tra le due placche avviene a spese della subduzione della crosta oceanica. In prossimità della

zona di subduzione si forma una serie di vulcani che

derivano dalla fusione della placca inghiottita.

B Il bacino oceanico intermedio tende a chiudersi, la crosta oceanica si rompe in cunei e i sedimenti marini

cominciano a deformarsi

C i continenti sono entrati in collisione: lembi di crosta

oceanica (o8ioliti), sedimenti marini e rocce presenti nei

due margini continentali si accavallano reciprocamente.

Il risultato 8inale della collisione è la formazione di una catena di montagne (orogenesi) Da Bosellini, 2005


230 Ma fa Trias

Tra la 8ine del Paleozoico e l'inizio del Mesozoico

(250‐200 milioni di anni fa) le placche continentali

paleoafricana e paleoeuroasiatica erano separate da un

oceano equatoriale chiamato Tetide. Questo è stato la

sede, in continua evoluzione, dei lunghi processi

sedimentari che stanno all' origine dell' orogenesi alpino‐

himalayana.

Qui le successive fasi di accumulo sedimentario si sono

accompagnate a una progressiva generale frizione tra i

margini continentali dei due blocchi, causata dal loro

movimento reciproco in direzioni opposte: Paleoafrica

verso oriente, Paleoeuropa verso occidente.

Il bacino sedimentario di quello che solo nella fase 8inale

del ciclo orogenetico alpino emergerà come Appennino

era orientato allora in senso parallelo all'andamento

equatoriale della Tetide.

180 Ma fa Giurassico


Questo movimento di compressione e subduzione di

crosta oceanica continua, nella zona che ci interessa, 8ino

a circa 60 Ma fa: siamo alla 8ine del Mesozoico e l’Oceano

Tetide ormai è completamento scomparso, le zolle

continentali africana ed europea arrivano in contatto

diretto tra loro e la collisone tra i due continenti porta

alla formazione della catena alpina e di tutte le altre

catene collegate a questa fase orogenetica. 135 Ma fa

60 Ma fa

Orogenesi alpina

Nel Cretaceo la placca africana inizia a spostarsi

verso nord ed entra in collisione con la placca

euroasiatica dando origine al processo

orogenetico che porta alla formazione della

catena alpino‐himalayana e alla conseguente

scomparsa dell’Oceano ligure‐piemontese.

Il processo orogenetico si completerà nell’era

cenozoica.

La formazione della catena appenninica (orogenesi appenninica)

La collisione tra il continente africano e quello euroasiatico

portano in circa 50‐60 Ma alla

formazione della catena alpina

(marrone).

Questa grande catene montuosa

si estendeva da Vienna a

Gibilterra. Di questa catena

facevano parte il «dito» della

Corsica, la Calabria, la parte nord occidentale della Sicilia.

L’orogenesi appenninica è più

recente rispetto a quella delle

Apli.

30 Ma fa

Da Bosellini, 2005

Durante l’Oligocene (37‐23 Ma), a causa di nuove frizioni tra la placca euroasiatica e la

placca africana, l’area balearico‐provenzale

inizia a fratturarsi e a sprofondare: in breve

tempo una porzione del continente europeo

si stacca allontanandosi dalla regione catalano provenzale.

Questo frammento di continente europeo,

denominato Massiccio sardo‐corso, si muove

con un movimento antiorario.

La deriva di Sardegna e Corsica ha avuto due

conseguenze fondamentali:

• l’apertura di un “oceano” (bacino algero‐

provenzale) nel vuoto lasciato alle loro spalle.

Questo bacino marino è la parte più antica del Mediterraneo attuale.

• Uno scontro tra l’avanzante massiccio sardo‐

corso e il margine occidentale della placca

africana: si crea così un nuovo sistema orogenetico (Appennini ancestrali) sul loro

fronte.

Circa 18‐16 Ma la Corsica e la Sardegna

raggiungono la loro posizione attuale.

30‐28 Ma fa

Orogenesi appenninica: rotazione del massiccio sardo‐corso

Da Bosellini, 2005

Evoluzione della zona compresa tra Provenza, blocco sardo‐corso e Appennino Settentrionale. (A) Durante l’Oligocene medio (30‐28 Ma) il blocco sardo‐corso è ancora unito al continente europeo (Provenza e

Catalogna). Man mano la subduzione di crosta oceanica sotto il blocco sardo‐corso avvicina sempre di più il margine di

Adria.

(B) Durante il Miocene inferiore (22‐20 Ma) il blocco sardo‐corso si stacca dal continente e si forma il bacino algero‐

provenzale. Ad est del blocco sardo‐corso avviene lo scontro tra quest’ultimo e Adria dalla cui collisione nascono gli Appennini ancestrali. La rotazione del blocco sardo‐corso termina circa 17‐16 Ma fa.

(C) Nel Miocene superiore (8 Ma) ad est del blocco sardo‐corso inizia una nuova distensione crostale che porta alla nascita

del Mar Tirreno e alla de8initiva strutturazione dell’Appennino

La nascita degli Appennini ancestrali Da Bosellini, 2005

Oligocene 30 Ma fa

La nascita degli Appennini ancestrali

Miocene (Langhiano) 15 Ma fa

Miocene (Tortoniano) 10 Ma fa


Miocene (Messiniano inf.)7 Ma fa

Miocene (Messiniano Sup.) 5 Ma fa


Pliocene 3,5 Ma fa


Pliocene Sup. 2 Ma fa Pleistocene 0,7 Ma fa

•  pausa

4

Unità tettoniche principali

«insieme più o meno esteso in ampiezza e

spessore di formazioni (anche molto diverse tra loro) che nei

movimenti tettonici tende a comportarsi come un

corpo coerente»

Principali domini paleogeogra3ici dell’Appennino Settentrionale

Principali domini paleogeogra3ici dell’Appennino Settentrionale

Da Bosellini, 2005

Schema di formazione di una catena montuosa: (A) Porzione di crosta terrestre corrispondente a un continente.

(B) A causa di movimenti di traslazione in senso opposto si formano due blocchi (a nord Europa ed Asia a sud Africa) che

cominciano ad allontanarsi. Tra di loro si forma una geosinclinale, cioè un grande bacino marino di sedimentazione.

(C) I due blocchi si riavvicinano comprimendo i sedimenti della geosinclinale e generando pieghe e faglie.

Schema di formazione di una catena montuosa Da Trevisan, Tongiorgi, 1976

Litogenesi Molto spesso le rocce si sono

formate durante lunghi periodi di

sedimentazione in bacini marini

accumulandosi sotto forma di

ciottoli, sabbie, argille, limi.

Schema di formazione di una catena montuosa: Litogenesi, orogenesi, morfogenesi

Orogenesi Durante fasi di collisioni di

blocchi continentali le rocce si

sol levano, s i p iegano e s i

deformano.


Morfogenesi Una volte sollevate al di sopra del

livello delle acque vengono

intaccate dall’erosione (acqua,

vento, ghiaccio)


Unità tettoniche principali. Evoluzione del ciclo sedimentario della Serie Toscana

A.  <230 Ma (dal Carbonifero al Permiano) Lo scalino più profondo è costituito da scisti di origine argillosa e arenacea sicuramente attribuibili al

Carbonifero‐Permiano 350 a 225 milioni di anni fa) poggianti su un substrato corrugato residuo di una antica

catena corrugata per orogenesi precedente all’orogenesi alpina (zoccolo ercinico).

A



B.  220 Ma (Trias medio): Sull’area, in parte invasa dal mare, si estendono depositi ciottolosi di delta 8luviali, depositi detritici

lagunari e 8luviali.

B



C.  200 Ma (Trias superiore): Comincia un lento abbassamento del fondale marino “subsidenza”.

Scogliere coralline e depositi di lagune sovrassalate (“evaporiti”). Condizioni di mare “sottile”

C



C.  200 Ma (Trias superiore): Comincia un lento abbassamento del fondale marino “subsidenza”.

Scogliere coralline e depositi di lagune sovrassalate (“evaporiti”). Condizioni di mare “sottile”

C

Gessi triassici nella Alta Valle del Secchia


D.  180 Ma (Giurassico inferiore (Lias)): Condizioni di mare aperto e deposizione di potenti strati di calcari

D



D.  180 Ma (Giurassico inferiore (Lias)): Condizioni di mare aperto e deposizione di potenti strati di calcari

Calcari giurassici alla Pania di Cor8ino


E.  40 Ma (Eocene): Nel lungo intervallo tra D ed E si depone una successione di sedimenti tipici di mare aperto in gran

prevalenza calcarei e, in minor misura, argillosi e silicei.

E



F.  25 Ma (Miocene Inferiore): Nel breve intervallo tra E ed F si depone un forte spessore di torbiditi (Macigno)

F



F.  25 Ma (Miocene Inferiore): Nel breve intervallo tra E ed F si depone un forte spessore di torbiditi (Macigno)


G.  24 Ma (Miocene Inferiore): Il Macigno viene coperto per accavallamento da altri complessi rocciosi arrivati da SO più o meno

scompaginati (Liguridi); termina il periodo di sedimentazione del Macigno

G



H.  24 Ma (Miocene Medio): Il generale abbassamento(subsidenza) che ha permesso l’accumulo di grandi spessori di sedimenti e che

era iniziato circa 200 Ma prima si conclude con una fase di corrugamento e di sollevamento che origina la

catena appenninica

H


Unità tettoniche principali

Principali unità tettoniche •  S e r i e T o s c a n a n o n

m e t a m o r 8 i c a ( « F a l d a

Toscana») compresa i l

T r i a s s i c o s u p e r i o r e e

l’Oligocene Superiore (da 200 a 25 Ma)

•  Serie Toscana metamor8ica

composta da un basamento di

era paleozoica (> 235 Ma) e

da una s e r i e d i un i t à tettoniche comprese tra il

Triassico e l’Oligocene (da

235 a 23 Ma)

•  Unità Cervarola –Falterona

•  F o rma z i o n e M a r n o s o ‐Arenacea

•  Un i t à a l l o c t one l i g u r i

(Liguridi)

5

Processo orogenetico:

sforzi distensivi

Evoluzione tettonica Appennino Settentrionale: sforzi distensivi

Fase “parossistica” (Tortoniano 14‐10 Ma) A ovest dell’attuale linea di costa esiste un insieme di

rilievi emersi (Appennini ancestrali) e un mare Adriatico

molto più largo dell’attuale che copriva ancora quello che

sarà poi il versante orientale della penisola.

Quindi mentre a occidente si sollevavano i rilievi appenninici, a oriente la formazione marnoso‐arenacea

era ancora in piena fase di sedimentazione marina.

Miocene Sup. – Pliocene Inf. (10‐5 Ma)

Durante questo periodo la spinta orogenetica si manifesta con due stili tettonici differenti:

•  Il fronte che avanza è il regno degli sforzi

compressivi, conforme a una tettonica di tipo plastico

con forti strutture a pieghe.

•  Alle spalle delle zone interessate da sforzi compressivi si manifesta invece un regime di sforzi

distensivi

Mentre la compressione determina un ispessimento della crosta terrestre, la distensione si accompagna al suo

assottigliamento: la super8icie si abbassa (subsidenza) in

una serie crescente di sprofondamenti tettonici via via che

la compressione orogenetica migra verso oriente.

Paleoadriatico

Da Pardi, 1991

Evoluzione tettonica Appennino Settentrionale:

Paleoadriatico

La super8icie crostale, prima piegata e pressata, si frattura e collassa in lunghi sprofondamenti longitudinali, che si moltiplicano, paralleli

tra loro, via via che la spinta compressiva procede verso oriente,

dando origine alla tipica struttura costituita dall'alternanza tra

Horst (pilastri) e Graben (fosse tettoniche). Da Pardi, 1991


Evoluzione tettonica Appennino Settentrionale: evoluzione rete idrogra3ica

Lo spartiacque principale tra Tirreno e Adriatico migra ve r so e s t s eguendo l o s f o r zo compres s i vo .

Contemporaneamente nella parte occidentale della catena

montuosa domina un regime di sforzi distensivi che

provoca la formazione di fosse tettoniche nell’estrema

parte occidentale della Toscana e nell’area attualmente occupata dal Mar Tirreno. Lo sprofondamento delle fosse

tettoniche si manifesta a partire dal Tortoniano (10 Ma) e

si è propagato verso est 8ino a raggiungere lo spartiacque

appenninico attuale.

La migrazione dello spartiacque verso est sottrae ai 8iumi, in origine 8luenti verso l’Adriatico, le porzioni più alte dei

loro corsi (Garfagnana, Lunigiana, Mugello).

Le aree in sprofondamento hanno favorito la formazione

di laghi tettonici (sedimenti lacustri del Miocene sup. nella

Toscana occidentale e sedimenti lacustri del Pliocene e Pleistocene Inf. Nella Toscana settentrionale e orientale).

I laghi avevano emissari verso il Mar Tirreno.

Nel versante tirrenico i 8iumi mostrano lunghi tratti

longitudinali in corrispondenza delle fosse tettoniche colmate di sedimenti raccordati da af8luenti trasversali che

tagliano i pilastri tettonici e che in molti casi

rappresentano i relitti della più antica rete idraulica a

de8lusso adriatico (PaleoLima, PaleoBisenzio, PaleoSieve)

Paleoadriatico

Da Pardi, 1991

Evoluzione tettonica Appennino Settentrionale: bacini intermontani

Le aree in sprofondamento hanno favorito la formazione di

laghi tettonici (sedimenti

lacustri del Miocene sup. nella

T o s c a n a o c c i d e n t a l e e

sedimenti lacustri del Pliocene e Pleistocene Inf. Nella Toscana

settentrionale e orientale).

I laghi avevano emissari verso il

Mar Tirreno.

Nel versante tirrenico i 8iumi m o s t r a n o l u n g h i t r a t t i

longitudinali in corrispondenza

delle fosse tettoniche colmate di

s ed imen t i r a c corda t i da

af8luenti trasversali che tagliano i pilastri tettonici e che in molti

casi rappresentano i relitti della

più antica rete idraulica a

de8lusso adriatico (PaleoLima, PaleoBisenzio, PaleoSieve)

Da Pardi, 1991 Da Bosellini, 2005

Evoluzione tettonica Appennino Settentrionale: bacini intermontani

Barga

La

Spezia

Lucca

Pisa

Firenze

Pistoia

Livorno

Forlì

Arezzo

Siena

M. Orsaro

Piombino

M. Amiata

1

2 Libro Aperto

4 5Alpe Tre Potenze

M. Falterona

3

5

Sedimentazione neogenica e

quaternaria

Sedimentazione neogenica e quaternaria

Da Pardi, 1990

Sedimentazione neogenica e quaternaria

Schema dell’ordine di sovrapposizione delle principali successioni della Toscana

Barga

La

Spezia

Lucca

Pisa

Firenze

Pistoia

Livorno

Forlì

Arezzo

Siena

M. Falterona

Alpe Tre Potenze

Schema dell’ordine di sovrapposizione delle principali successioni della Toscana

Da Pardi, 1991

Effetti della tettonica distensiva Miocene Sup. (Messiniano da 7 a 5 Ma)

Gli effetti della tettonica distensiva si veri8icano a partire dal Miocene Sup.: le fosse tettoniche sono

occupate dal mare o da laghi e diventano, quindi, sedi

di bacini di sedimentazione marina o lacustre.

Il crinale appenninico si trova più ad Ovest rispetto ad

oggi in corrispondenza dell’allineamento Alpi Apuane – Monte Pisano.

La rete idrogra8ica è molto differente dall’attuale: tutti

i 8 iumi ad est del le Alpi Apuane ad est

dell’allineamento Montalbano –Chianti hanno un

de8lusso verso l’Adriatico in quanto le fosse dell'alto Serchio‐Garfagnana, del Bacino di Firenze e quella del

Mugello non si erano ancora aperte.

Da Pardi, 1990

Da Federici, Mazzanti, 1982

Effetti della tettonica distensiva Miocene Sup. (Messiniano da 7 a 5 Ma)

Durante la trasgressione messiniana, si depositano una precisa sequenza stratigra8ica di sedimenti

marini, af8ioranti principalmente in Val d’Era e

nell‘Alta valle del Cecina, tra cui spicca la formazione

Gessoso‐sol8ifera. La sua origine è stata attribuita ad

un evento paleogeogra8ico molto discusso: la temporanea interruzione, per cause tettoniche , delle

comunicazioni tra Atlantico e Mediterraneo.

Trasformato in un mare chiuso, quest’ultimo

evaporava dando origine a formazioni evaporitiche

come i gessi.

Da Pardi, 1990


Effetti della tettonica distensiva Pliocene Inferiore‐Pliocene Medio (5‐ 3 Ma)

In questo periodo avvengono sprofondamenti ancora più accentuati e la trasgressione marina raggiunge

il suo massimo livello.

La Toscana centrale è in gran parte sommersa dal

mare: si ritiene che emergessero i monti di Livorno, i

monti di Castellina, vari segmenti isolati della Dorsale Medio Toscana e consistenti rilievi delle Colline

Metallifere.

Lo spartiacque appenninico corre lungo la linea Alpi

Apuane‐Monte Pisano e sulla linea Montalbano‐

Chianti, poiché non si erano ancora formate le fosse tettoniche dell’Alto Serchio‐Garfagnana, di Firenze e

del Mugello. Da Pardi, 1990


Effetti della tettonica distensiva Pliocene Inferiore‐Pliocene Medio (5‐ 3 Ma)

Al di sotto delle super8icie marine si esercita una sedimentazione vigorosa originata dai processi

erosivi che interessano le terre emerse.

Nel mare pliocenico si depositano argille, sabbie e

conglomerati.

Le argille rappresentano la fase dello sprofondamento alla massima trasgressione; le sovrastanti sabbie sono

i depositi tipici della regressione marina.

I sedimenti miocenici lacustri e le argille e sabbie

p l i o cen i che f o rmano i n sovrappos i z i one

strati8icazioni di grande potenza che hanno colmato le fosse tettoniche nascondendo escursioni altimetriche

molto notevoli. Da Pardi, 1990


Effetti della tettonica distensiva: Pliocene Inferiore‐Pliocene Medio (5‐ 3 Ma)

Il mare pliocenico

Effetti della tettonica distensiva Pliocene medio (3‐1,7 Ma)

Al di sotto delle super8icie marine si esercita una sedimentazione vigorosa originata dai processi

erosivi che interessano le terre emerse.

Nel mare pliocenico si depositano argille, sabbie e

conglomerati.

Le argille rappresentano la fase dello sprofondamento alla massima trasgressione; le sovrastanti sabbie sono

i depositi tipici della regressione marina.

I sedimenti miocenici lacustri e le argille e sabbie

p l i o cen i che f o rmano i n sovrappos i z i one

strati8icazioni di grande potenza che hanno colmato le fosse tettoniche nascondendo escursioni altimetriche

molto notevoli. Da Pardi, 1990


Effetti della tettonica distensiva Pliocene Medio(3‐1,7 Ma)

La presenza di un lago in Garfagnana è indizio che la tettonica distensiva ha raggiunto anche quest’area; in

questo tratto il crinale appenninico si sposta quindi

verso est in posizione simile a quella di oggi.

Verso Sud‐Est il crinale appenninico risulta ancora

lungo l’allineamento Montalbano –Rilievi del Chianti in quanto la fossa tettonica di Firenze non si era

ancora aperta.

Il PaleoArno proviene dai versanti ad ovest della linea

Montalbano‐Chianti; la rete idrogra8ica, in sinistra, è

piuttosto simile a quella attuale. In riva destra il PaleoSerchio drena il lago della

Garfagnana , sbuca nella sedimentazione pliocenica

nella zona di Ponte a Moriano e percorrendo il lato

orientale del Monte Pisano si getta nel PaleoArno. Da Pardi, 1990


Effetti della tettonica distensiva Pleistocene Inferiore (1,7‐ 0,7 Ma)

Pleistocene Medio (0,7‐ 0,12 Ma)

Nel Pleistocene Inferiore l’area del Valdarno inferiore è interessata da nuovi sprofondamenti: si

forma un grande bacino lacustre compreso tra il

Monte Pisano ed il Montalbano (Lago delle Pianore)

nel quale si sedimentano argille, sabbie e ciottoli.

(Rilievi delle Cerbaie) Nei bacini lacustri della bassa Val di Magra e della

Garfagnana continua la sedimentazione.

Si aprono le nuove fosse del Bacino di Firenze e del

Mugello.

Il crinale appenninico raggiunge la posizione attuale.

Nel Pleistocene Medio l’area del Valdarno inferiore è quasi completamente emersa e la rete idrogra8ica

piuttosto simile a quella attuale.


L’Appennino “sommerso”

Nel Pleistocene Medio l’area del Valdarno inferiore è quasi completamente emersa e la rete idrogra8ica

piuttosto simile a quella attuale.


Paesaggio 3isico e paesaggio storico

Barga

La

Spezia

Lucca

Pisa

Firenze

Pistoia

Livorno

Forlì

Arezzo

Siena

M. Falterona

Alpe Tre Potenze

M. Orsaro


Le sistemazioni di versante: caratteristiche morfologiche

Da Desplanques, 1977


Terrazzamenti a muro a secco


Terrazzamenti a ciglioni erbosi



Relazioni con le forme del terreno

I caratteri geo‐morfologici della Toscana. Spunti per...

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