relazione_gruppo 2_succiso

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Università degli Studi di Modena e Reggio Emilia

FACOLTA’ DI SCIENZE MATEMATICHE, FISICHE E NATURALI

CORSO DI LAUREA IN SCIENZE GEOLOGICHE

ATTIVITA’ FORMATIVA: RILEVAMENTO GEOLOGICO

RELAZIONE GEOLOGICA DELL’AREA N.2(Area Succiso Nuovo – Cecciola - Pieve S.Vicenzo)

Escursione dal 30/05 al 03/06 presso Ramiseto (RE)

Anno accademico 2010/2011

Professore responsabile del corso:

Prof. Panini Filippo

Autori:

Cerchiari Anna

Giusti Riccardo

Meloni Giacomo

Tamborrino Leonardo



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I – Introduzione

Obiettivi del lavoro

Questa relazione è il risultato finale della campagna di rilevamento svoltasi dal 30 Maggio 2011 al03 Giugno 2011 a Cecciola di Ramiseto (Re), nell’Alta Val D’Enza, Appennino Tosco-Emiliano,

con lo scopo di realizzare una carta geologica dell’area.

Gli obiettivi del lavoro hanno richiesto una serie di indagini che possiamo sintetizzare

principalmente come: identificazione delle formazioni litologiche affioranti; individuazione di

contatti tettonici e/o stratigrafici tra le varie unità; dati sull’orientazione di strutture geologiche

presenti (foliazioni, faglie, pieghe ecc); osservazione e interpretazione di foto aeree relative all’area

di studio; valutazione della distribuzione di depositi quaternari di natura fluvio-glaciale e di

fenomeni franosi;

Area di studio e accessibilità

L’area presa in esame,

compresa tra i paesi di

Succiso – Cecciola –

Pieve S. Vincenzo, si

trova ai piedi dell’Alpe

di Succiso, all’interno

del Parco Nazionale

dell’Appennino Tosco-

Emiliano.

Per raggiungere questa

località, vi sono varie

vie d’accesso:

1) Da Reggio Emilia:

Strada statale n. 63 direzione Passo del Cerreto fino a Castelnovo ne' Monti (45 km).

Proseguire tenendo le indicazioni per Ramiseto. Giunti a Ramiseto continuare per 15Km in

direzione di Succiso e Passo del Lagastrello.

2) Da Parma: Direzione Langhirano, strada statale 665. Tenere per Selvanizza. Giunti a

Selvanizza proseguire per Palanzano Ramiseto. Giunti al bivio per Ramiseto svoltare a destra

direzione Passo del Lagastrello, dopo circa 10 Km si giunge a Cecciola .



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3) Da Modena: Direzione Sassuolo, poi prendere la strada statale n. 467 direzione Passo delle

Radici fino a Cerredolo, da qui proseguire in direzione Castelnovo ne' Monti. Proseguire

tenendo le indicazioni per Ramiseto. Giunti a Ramiseto continuare per 15 Km in direzione di

Succiso e Passo del Lagastrello.

4) Da La Spezia e dalla Toscana: Autostrada A15 La Spezia-Parma direzione Parma. Uscita

Aulla, strada statale n. 665 per il Passo del Lagastrello. Superato il passo svoltare a destra in

direzione di Ramiseto. Dopo circa 10 Km, superato l'abitato di Miscoso, si giunge a Cecciola.

Clima, vegetazione e aspetti geografici

Il clima dell’area di interesse è caratterizzato da inverni rigidi e freddi con frequenti nevicate ed

estati calde. Alle basse quote il clima è meno rigido e più simile al clima continentale, mentre sul

versante tirrenico è molto più simile a quello mediterraneo. Sul versante emiliano, in cui ricade

l’area di studio, fa particolarmente freddo a causa dei gelidi venti provenienti da nord-est e in

alcune zone si registra clima alpino, caratterizzato da temperature molto rigide e nevicate

abbondanti. Le precipitazioni sono frequenti e abbondanti nelle stagioni intermedie, così come in

estate.

Secondo le caratteristiche suddette e la classificazione di Kö ppen, il clima dell’area di studio

dovrebbe ricadere nel tipo Cfc (Clima temperato fresco), anche se la cima della vicina Alpe di

Succiso potrebbe avere caratteristiche climatologiche affini al tipo DfH (Clima temperato freddo

d’altitudine).

Grazie a questa varietà climatica, il territorio presenta un complesso insieme di ambienti differenti

a cui corrisponde una straordinaria diversità di tipologie di vegetazione e di specie della flora.

Brughiere a mirtilli, praterie, boschi di faggio e di quercia, imboschimenti di conifere, castagneti e

torbiere caratterizzano in modo significativo il paesaggio .

L'incredibile varietà floristica comprende specie endemiche, artico-alpine, mediterranee ma anche

relitti glaciali e specie rare come la Primula appenninica, il Rododendro, la Genzianella, il Salice

erbaceo, la Silene di Svezia e molte altre ancora.

http://www.parcoappennino.it/pagina.php?id=25



http://www.parcoappennino.it/%C3%ACpagina.php?id=18

http://www.parcoappennino.it/%C3%ACpagina.php?id=18






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II – Inquadramento geologico regionale

In questo capitolo sono elencate le caratteristiche geologiche regionali dell’Appennino

Settentrionale e delle Unità affioranti nell’area di studio.

Geologia regionale dell’Appennino Settentrionale: generalità

L'Appennino Settentrionale è costituito dal settore della catena che si estende dall’area Ligure-

Piemontese al Lazio - Abruzzo, dove il passaggio all’Appennino Centro - Meridionale è segnato

dalla linea Ancona - Anzio (linea Oleavano - Antrodoco nella letteratura più recente).

La catena appenninica si caratterizza per l’accavallamento di diverse unità strutturali a formare una

fold and thrusts belt , cioè un orogene sviluppato su grandi pieghe ma soprattutto su grandi faglie,

più precisamente rappresentate da sovrascorrimenti (thrusts) a basso angolo che hanno coinvolto i

depositi delle varie unità appartenenti a domini paleogeograficamente molto distanti tra loro. La

complessa struttura della catena appenninica è il risultato della convergenza e della collisione delle

placche Europea (blocco Sardo-Corso) e Adria (il promontorio africano) a partire dal Mesozoico

(Fig. 2.1), e durante la prima metà del Terziario. A partire dal Cretaceo inferiore l'Oceano Ligure

- Piemontese, apertosi tra la placca Adria e il blocco Sardo-Corso, viene coinvolto nella

convergenza delle placche che causa il progressivo restringimento e quindi il consumo della crosta

oceanica del Bacino Ligure - Piemontese. Il moto di avvicinamento delle due placche è causato

dall’apertura del Bacino Algero - Provenzale tra penisola Franco - Iberica e blocco Sardo - Corso,

che causa la rotazione di quest’ultimo e la convergenza col promontorio Adria.

Tra il Cretaceo inferiore e l’Eocene, le varie unità che costituiscono la geologia dell’Appennino

Settentrionale si sedimentano in diversi domini oceanici e continentali, distinti su parametri

sedimentologici e tettonici. La completa chiusura dell'oceano Ligure-Piemontese durante l'Eocene

medio-superiore e l’apertura dei bacini del Mediterraneo occidentale (Oligocene-Miocene) causano

il rapido sollevamento del cuneo orogenico appenninico.

Durante questa fase, le unità interne oceaniche (Unità Liguri) e quelle transizionali (Unità

Subliguri), progressivamente deformate nella precedente orogenesi alpina, arrivano a sovrapporsi

al margine continentale occidentale di Adria, attraverso un sistema di thrusts migranti verso

l'avampaese che coinvolge le Unità Toscane ed Umbre depositatesi sulla placca Adria. Il bacino di

avanfossa presente sulla placca Adria viene quindi progressivamente deformato e sottoscorso

durante la migrazione verso E-NE del sistema di thrusts che porterà alla strutturazione della catena

appenninica a pieghe e faglie.



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L'Appennino Settentrionale rappresenta quindi il risultato dell'accavallamento di unità tettoniche via

via più giovani procedendo da ovest verso est.

Nella Fig. 2.1 è rappresentata una schematizzazione della sovrapposizione delle falde e delle

Figura 2.1: rappresentazione schematica delle principali fasi di formazione della catenaAppenninica e particolare della situazione miocenica per evidenziare le relazioni strutturali delle differenti faldeche si accavallano durante l'orogenesi dell'Appennino. Sigle: LIG: falda Ligure (Unità Liguri e sub-Liguri),ELB: bacini epi-Liguri (Unità epi-Liguri), ITU: falda Toscana (Unità Toscane Interne), OTU: falda Toscana(Unità Toscane Esterne), URMU: falda Umbro-Romagnola- Marchigiana-Adriatica (Unità Umbro-Romagnola-Marchi iana-Adriatiche Conti e Fontana 2005 .



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unità tettoniche dell'Appennino. Procedendo dall'alto verso il basso e da SO verso NE troviamo:

1) la Falda Ligure (LIG): composta da ofioliti e sedimenti oceanici deposti tra il Giurassico e

l'Eocene (Unità Liguri) e sedimenti suboceanici di età cretacica-oligocenica (Unità sub - Liguri);

2) la Falda Toscana Interna (ITU) ed Esterna (OTU): formatesi dal Mesozoico al Cenozoico e

costituite da successioni carbonatiche e silicoclastiche deposte sul margine esterno della crosta

continentale di Adria;

3) la Falda Umbro-Romagnola-Marchigiana-Adriatica (URMU): formatasi dal Mesozoico al

Pleistocene e costituita da succesioni carbonatiche e silicoclastiche depositatesi sul margine interno

della crosta continentale di Adria.

Le unità del Dominio Tosco-Umbro-Romagnolo rappresentano le rocce più antiche dell’Appennino

settentrionale e sono il risultato della sedimentazione avvenuta sul margine della placca Adria

durante la convergenza fra Europa e Adria.

La prima fase di sedimentazione è comune a tutte queste unità e si instaura al di sopra del

basamento metamorfico paleozoico. La deposizione inizia nel Triassico medio-superiore con

sedimenti fluviali, lacustri e di mare poco profondo (Formazione del Verrucano). A partire dal

Triassico superiore, sopra tali depositi si ha la sedimentazione di evaporiti e calcari di piattaforma

carbonatica (Lias), seguiti da sedimenti di natura pelagica da silicei a marnosi nell’intervallo Lias

superiore - Oligocene.

Le Unità Tosco-Umbro-Romagnole sono interessate da un sistema di thrusts arcuati, talvolta ad

alto angolo, che si estendono dalla fascia tirrenica alla Pianura Padana all’interno del settore ligure

- emiliano nordoccidentale. Nel settore tosco - emiliano il sistema di thrusts si presenta invece

discontinuo: le unità più antiche affiorano qui solo in finestre tettoniche come quella delle Alpi

Apuane.

Le Unità Liguri e Subliguri affiorano ininterrottamente nella fascia compresa fra l’Appennino

pavese e bolognese. Nella stessa area affiorano in modo discontinuo le Unità Epiliguri e i depositi

miocenici - pliocenici e quaternari dell’avanfossa padana. La formazione delle Unità Epiliguri è il

risultato della migrazione verso NE del sistema a pieghe e faglie, durante la quale la deposizione

avviene contemporaneamente sia nell'avanfossa che sul fronte stesso della catena in bacini satelliti

(o di piggy-back ) al di sopra delle Unità Liguri, chiamati quindi Epiliguri (ELB). La migrazione del

fronte causa la progressiva chiusura dei sistemi di avanfossa e l'avanzamento delle falde su cui si

impostano i bacini satelliti. I sedimenti nei Bacini Epiliguri si depongono quindi in discordanza

sulla Falda Ligure deformata.



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Le Unità Tosco-Umbro-Romagnole, Subliguri e Liguri sono tradizionalmente raggruppate in due

grandi insiemi, in rapporto al senso di movimento della traslazione delle falde oceaniche e

suboceaniche verso l’avampaese africano:

1) Insieme Esterno, comprendente le seguenti unità:

a) Unità Toscane, a loro volta suddivise in Unità Toscana Metamorfica e Unità Toscana

non Metamorfica (o Falda Toscana);

b) Unità Umbro-Marchigiano - Romagnola, anch’essa differenziata in Unità Umbro -

Romagnola e Unità Marchigiano - Adriatica;

2) Insieme Interno, costituito dalle seguenti unità:

a) Unità del Dominio Ligure Interno;

b) Unità del Dominio Ligure Esterno.

Interposte fra questi due grandi insiemi si trovano le Unità Subliguri (o Complesso di Canetolo),

derivanti dalla deformazione dei depositi del Dominio Subligure.

L’Insieme Esterno è costituito essenzialmente da uno zoccolo continentale (basamento continentale

paleozoico interessato da metamorfismo ercinico) appartenente alla placca adriatica, su cui

poggiano, scollate e deformate, le successioni mesozoico-terziarie che ne rappresentano l’originale

copertura sedimentaria.

L’Insieme Interno è costituito da una serie di unità tettoniche che si sono originate in ambiente

oceanico. Tali Unità hanno abbandonato il loro substrato originario, scomparso per subduzione, e

sono sovrascorse da ovest verso est (vergenza appenninica) al di sopra dell’Insieme Esterno.

Unità Liguri

Il Dominio Ligure è costituito da più unità tettoniche caratterizzate da successioni che

comprendono rocce magmatiche, mafiche e ultramafiche relitti di crosta oceanica giurassica e

successioni sedimentarie di età compresa tra il Malm e l’Eocene superiore.

Queste successioni si collocano nell’ambito del Dominio Oceanico Ligure-Piemontese, situato tra i

due margini continentali europeo e africano.

Il Dominio Ligure comprende due sottodomini:

1) Ligure Interno, che comprende tre unità tettoniche sovrapposte: l’Unità Colli Tavarone-

Serò, l’Unità Bracco-Val Graveglia e l’Unità Gottero ( Supergruppo della Val di Vara);

2) Ligure Esterno, in cui si distinguono abitualmente dei Complessi di Base, di età per lo più

compresa fra l’Albiano ed il Campaniano inferiore, e delle formazioni torbiditiche adominante calcarea conosciute come Flysch ad Elmintoidi ( Campaniano - Paleocene).



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Quest’ultime, solo nella fascia più esterna, sono seguite da altri flysch, anch’essi calcarei, di

età paleocenico - eocenica. Questo dominio comprende esclusivamente unità alloctone, che

hanno completamente abbandonato il loro substrato originario.

I due domini sopra citati sono separati da un contatto tettonico, lungo il quale il primo si accavalla

solo parzialmente sul secondo e a tratti poggia direttamente sulla Falda Toscana con

l’interposizione della sola Unità di Canetolo.

All’interno di entrambi i domini è segnalata la presenza di ofioliti che hanno però un diverso

significato nell’uno e nell’altro dominio. Le Liguridi Interne hanno caratteristiche sicuramente

oceaniche, in quanto le maggiori masse ofiolitiche si trovano ancora in posizione primaria, alla base

della successione sedimentaria. I primi sedimenti che le ricoprono e che registrano l’apertura

dell’oceano sono infatti diaspri del Giurassico superiore.

Nelle Liguridi Esterne non si conoscono ofioliti che costituiscano la base della successione, essendo

quest’ultima scollata. Esse si presentano piuttosto come masse scivolate in gran parte nel bacino di

sedimentazione ligure del Cretaceo superiore e pertanto intercalate ai sedimenti. Spesso sono

accompagnate da vistoso detritismo sottomarino (debris flows, slides blocks,ecc.), per il quale sono

esse stesse da considerarsi come megaclasti rimaneggiati. Anche se queste ofioliti, estranee alla

successione, non danno alcun indizio sul substrato originario del bacino, possono essere interpretate

come l’indizio della vicinanza di un rilievo oceanico tettonicamente attivo.

Unità Subliguri

Le Unità Subliguri sono caratterizzate da una

successione torbiditica costituita nella sua

porzione inferiore da argille con intercalazioni

di strati calcarei micritici, biocalcareniti e strati

arenacei ( formazione argilloso-calcarea

corrispondente al Complesso di Canetolo del

Paleocene - Eocene medio). Nella formazione

sono presenti in parziale eteropia anche estesi

corpi torbiditici lenticolari di calcari, calcareniti

e marne (Flysch di M.Penice, Flysch

di Vico e Calcari di Groppo del Vescovo).



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La porzione superiore della sequenza, in discordanza angolare sull’Unità di Canetolo, è

rappresentata da torbiditi arenacee (Arenarie di Ponte Bratica, Oligocene superiore) e/o

conglomeratiche a composizione andesitica, per effetto di un evento vulcanico (Arenarie di

Petrignacola, Oligocene inferiore). L’età di questo vulcanismo (Oligocene - Miocene Inferiore) è

legata alla fase di arco vulcanico della Sardegna. Ricerche più recenti (Cerrina, Feroni & Vescovi,

2002) nell’area tipo dell’alta Val d’Enza (Appennino Reggiano) e nell’alta Val Parma (Appennino

Parmense) hanno stabilito che le Arenarie di Petrignacola, pur occupando una posizione geometrica

più alta, sono in realtà più antiche (Oligocene Inferiore) delle sottostanti Arenarie di Ponte Bratica

(Oligocene superiore), e che quindi le loro attuali relazioni sono di origine tettonica.

Si presume che l’intera successione Subligure, a causa delle caratteristiche intermedie tra un

ambiente continentale ed un ambiente oceanico, rappresenti la sedimentazione all’interno di un’area

interposta tra il bacino Ligure - Piemontese ed il margine continentale passivo della placca Adria.

Unità Toscane

Dal punto di vista tettonico, il Dominio Toscano comprende due unità sovrapposte. Quella inferiore,

affiora principalmente nella finestra tettonica delle Alpi Apuane ed è costituita da una successione

metamorfica (Unità Toscana Metamorfica), che comprende il basamento metamorfico paleozoico

e su questo tutta la copertura dal Triassico fino al Macigno, metamorfosata per il carico citostatico

esercitato dalle Falda Toscana (Unità Toscana non Metamorfica), una parte, in realtà, della stessa

falda ripiegata e sovrappostasi tettonicamente; essa costituisce quindi la successione di copertura, a

partire dalle evaporiti Triassiche fino ai potenti sedimenti torbiditici del Macigno.

La fine della deposizione dell’Unità Toscana Metamorfica si può spiegare con il modello di

Carmignani & Kligfield (1990). Secondo tale modello, la sedimentazione dell’unità sopra citata

avrebbe avuto termine in relazione al sottoscorrimento dell’intera sequenza in una zona di taglio

ensialica, che avrebbe portato al seppellimento del basamento cristallino paleozoico e della sua

copertura al di sotto dell’Unità Toscana non Metamorfica.

Svariati autori (Nardi &Tongiorgi, 1962; Abbate & Bruni,1989; Aruta & Pandeli,1995) hanno

distinto nella Falda Toscana, due principali unità tettoniche:

1) l’Unità Toscana s.s. ad ovest ;

2) l’Unità Falterona-Cervarola ad est (Unità Toscana Esterna).

La Successione del M. Cervarola è rappresentata da sequenze torbiditiche clastiche che si sono

sedimentate in un bacino di avanfossa nel Miocene inferiore-medio, ricoprendo parzialmente dei

mélanges composti da materiali derivanti dalle Unità Toscane,Liguri e Subliguri (Bettelli,2002;

Plesi,2002). Questa unità rappresenta l’unità di transizione tra i depositi grossolani silicoclastici del



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Dominio Toscano Esterno (Arenarie del M.Falterona) e quelli fini, principalmente carbonatici del

Dominio Umbro-Romagnolo Interno ( Formazione Marnoso-Arenacea).

La progressiva variazione litologica è legata alla differente alimentazione. Il forte incremento della

frazione carbonatica è connesso sia alla reimpostazione della Piattaforma Appenninica, sia alla

produzione di carbonati nei vicini bacini di piggy-back (Centamore et al.,2002).

III – Stratigrafia

Il capitolo presenta una descrizione delle formazioni affioranti nell’area di studio e le caratteristiche

stratigrafiche e tettoniche osservate sul campo. Il seguente elenco presenta le formazioni in ordinedi sovrapposizione tettonica.

SUCCESSIONI DELLE UNITA’ LIGURI ESTERNE:

Flysch di Monte Caio: (Campaniano sup.) membro dell’unità Caio. È costituito

prevalentemente da torbiditi arenaceo-marnose color grigio, in strati molto spessi, a base

arenitica fine o siltitica e tetto pelitico. Queste sono alternate a sequenze di torbiditi

arenaceo-pelitiche (12% dello spessore misurato) e a torbiditi calcareo-pelitiche (4% dello

spessore misurato) grigio-chiare in strati sottili e medi. Gli intervalli basali presentano

laminazione parallela o ondulata. Nella parte alta degli intervalli marnosi sono

frequentemente presenti impronte di Elmintoidi. Ciò che caratterizza questo flysch da un

punto di vista litostratigrafico, in confronto con altri depositi dello stesso tipo, è la relativa

abbondanza di strati pelitici scuri, la presenza di torbiditi carbonatiche chiare, l’al ternanza

relativamente irregolare di torbiditi con spessore differente. Intercalati alla parte inferiore

sono talora presenti, e si tratta di un carattere peculiare, depositi di brecce poligeniche ed

elementi argillitici, calcarei, in qualche caso ofiolitici e granitici, originati da colate

gravitative.



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SUCCESSIONI DELL’ UNITA’ SUBLIGURE:

Arenarie di Ponte Bratica: (Rupeliano p.p.-Chattiano) arenarie torbiditiche a grana fine e

molto fine. Costantemente in strati di spessore sottile e uniforme, alternate a peliti grigio-

verdi. I rapporti con le unità limitrofe risultano ovunque mal visibili.

Calcari del Groppo del Vescovo: (Eocene inf.-Eocene medio) formazione in eteropia con la

Formazione delle Argille e Calcari di Canetolo, entro la quale si trovano intercalati come

grosse lenti; si tratta di calcari e calcari marnosi torbiditici grigio chiari-biancastri, in strati e

banchi a base calcarenitica o arenacea talora a grana grossa e con abbondante componente

bioclastica. Gli interstrati pelitici hanno di solito colorazione grigio chiara.

Argille e Calcari di Canetolo: (Creataceo sup.-Eocene medio) peliti prevalentemente nere

alternate a calcilutiti grigio scure, calcareniti gradate, brecciole bioclastiche e calcari marnosi

a base calcarenitica.

.

SUCCESSIONI DELLE UNITA’ PIEVEPELAGO-CERVAROLA:

Arenarie del Monte Cervarola: (Burdigaliano) comprendono varie facies torbiditiche e

depositi gravitativi che si succedono in modo relativamente irregolare sia nel tempo che

nello spazio. Fra le facies torbiditiche le più comuni sono costituite da associazioni di

conoide esterna, frangia di conoide e bacino. I depositi gravitativi comprendono pebbly

sandstones e slumps.

Marne di Civago: (Acquitaniano-Burdigaliano) marne molto siltose e poco massicce. La

stratificazione è sempre evidente negli affioramenti non tettonizzati. Il colore si mantiene

sempre sui toni del grigio chiaro, biancastro per alterazione. La mica risulta sempre ben

visibile. Sporadicamente presenti livelli cineritici verdastri.



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IV – Rilevamento sul campo

Il capitolo presenta le informazioni ottenute sul campo, dall’osservazione diretta di alcuni

affioramenti ben visibili e perciò significativi. Essi rappresentano eccezioni nell’area oggetto di

studio, generalmente molto vegetata, diffusamente ricoperta da depositi di varia natura e

caratterizzata da affioramenti poco estesi e mal accessibili.

La nostra attività si è concentrata prevalentemente in punti ove la conformazione topografica

permettesse il contatto diretto con la roccia in posto affiorante, come alvei di corsi d’acqua, pareti

lungo strada e lati topografici. Identificato il tipo di roccia affiorante, la nostra indagine proseguiva

alla ricerca di un possibile contatto con le formazioni adiacenti.

Affioramento 1: CONTATTO ARENARIE DI PONTE BRATICA – FLYSCH DI M. CAIO

Risalendo verso Succiso Inferiore, a poche centinaia di metri dall’abitato di Cecciola, lungo la

strada asfaltata è possibile osservare sulla destra un’estesa parete di arenarie torbiditiche scure, ben

stratificate, attribuibili alla Formazione delle Arenarie di Ponte Bratica. Alla sommità di queste, è

visibile (ma purtroppo non raggiungibile e mal fotografabile) il contatto con il Flysch di Monte

Caio, costituito da torbiditi di colore generalmente più chiaro, contrastante con quello delle arenarie

DI Ponte Bratica. Queste ultime risultano visibilmente deformate, con pieghe ben visibili alla

macroscala (esempio in fotografia).



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E’ particolarmente degno di nota il fatto che le Arenarie di Ponte Bratica affiorano lungo strada per un tratto

più lungo di un centinaio di metri rispetto a quanto riportato dalla cartografia geologica precedente.

Affioramento 2: ARGILLE E CALCARI DI CANETOLO CON LENTI DI CALCARI DEL

GROPPO DEL VESCOVO

Poco più a Sud di Succiso Inferiore, la risalita verso est del Rio Fontanelle ha permesso di osservare e

documentare nel particolare estesi affioramenti di Argille e Calcari di Canetolo. La deformazione

appenninica in più fasi è qui visibilmente ben rappresentata, anche grazie all’alternanza dei litotipi a diverso

comportamento meccanico che compongono la formazione e fanno sì che si possano individuare sia strutture

da strain fragile negli strati calcareo-marnosi (faglie, fratture, boudinage ecc.), che duttile in quelli pelitici

(pieghe a diverse scale).

La topografia particolarmente favorevole permette di camminare direttamente sugli affioramenti nel letto del

torrente, e di individuare nettamente il passaggio a banchi di calcare molto più chiaro privi di intercalazioni

pelitiche, attribuibili con certezza alla Formazione dei Calcari del Groppo del Vescovo. Questi volumi di

calcare presentano estensioni limitate e costituiscono corpi lenticolari all’interno della Formazione delle

Argille e Calcari di Canetolo.

Boudinage e rifluimento dell’argilla all’interno della Formazione delle Argille e Calcari di Canetolo



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Pozze d’acqua che si formano al piede di corpi

calacarei più resistenti all’erosione rispetto alle

porzioni argillose.



15

Porzioni di Argille e Calcari di Canetolo

a forte dominanza pelitica, in strati da

friabili a compatti (più cementati).



16

Esempi di faglie con evidente rigetto (sopra) e gauge

lungo il piano (a sinistra)



17

Altri esempi di tagli e dislocazioni con

deformazione duttile associata nelle

argille e calcari.



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Passaggio dalle Argille e Calcari di Canetolo a una lente di Calcari del Groppo del Vescovo.



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Affioramento 3: FLYSCH DI MONTE CAIO

La cresta della Borrellaccia a nord di Succiso Superiore giusto a ridosso dell’abitato è impostata sulmembro flyschoide della Formazione di Monte Caio, che in quest’area si trova sempre al tetto dellapila tettonica e affiora estesamente in tutta la zona nord-occidentale. Questa formazione rappresenta

infatti la falda Ligure, avanzata fino a ricoprire le unità Toscane e Subliguri soggiacenti.

Data la grande quantità di affioramenti facilmente accessibili, è stato possibile prendere diverse

misure di assetti all’interno del flysch, concordanti nell’indicare una stratificazione generalmente

poco inclinata e relativamente indeformata.



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Come è stato possibile verificare sconfinando a nord-ovest oltre la nostra area di studio, spesso

ampie coperture di detrito proveniente dal flysch tendono a nascondere parti altrimenti affioranti

delle formazioni sottostanti.

Affioramento 4: DEPOSITI FLUVIO-GLACIALI QUATERNARI

La zona sudoccidentale dell’area di studio è quasi interamente ricoperta da depositi fluvio -glaciali,

risalenti all’ultima glaciazione pleistocenica. Essi sono ben riconoscibili per la caratteristicatessitura a clasti arrotondati di varie dimensioni, immersi in una matrice scura più fine,

immediatamente riconoscibili anche a grande distanza (ad esempio da punti panoramici).



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V – Geomorfologia

Caratteri morfologici generali

L’eterogeneità litologica che caratterizza l’area e la grande influenza esercitata dalla tettonicafanno sì che questa zona sia caratterizzata da un paesaggio morfologicamente eterogeneo, dominato

non solo dalle formazioni più antiche ma anche dalle più recenti coperture quaternarie,

prevalentemente di origine gravitativa e di origine glaciale e glacio-fluviale, genericamente

chiamati depositi morenici. Le coperture di natura gravitativa hanno origine principalmente per le

caratteristiche di giacitura e geotecniche delle litologie presenti.

Comportamento delle singole formazioni

La formazione delle Argille e Calcari di Canetolo è costituita in prevalenza da argille che a causa

della loro storia tettonica risultano intensamente piegate e fratturate dalla scala dell'affioramentofino alla scala del campione. Presenta, alla macroscala, una tessitura a "blocchi in matrice" in cui la

matrice argillosa è sempre prevalente e determinante per il comportamento geotecnico complessivo:

i blocchi carbonatici più competenti subiscono boudinage e possono così franare per crollo o per

colata, trasportati dalla matrice argillosa.

Le formazioni dei Calcari di Groppo del Vescovo,la formazione delle Arenarie di Ponte Bratica e la

formazione delle Marne di Civago hanno caratteristiche simili: a causa della loro litologia

competente e dall’assenza di una componente pelitica significativa sono soggette prevalentemente afenomeni di crollo, innescati da fatturazioni pervasive e, nelle arenarie, piegamenti e intenso

clivaggio.

Il flysch di Monte Caio ha caratteristiche intermedie tra la Formazione delle Argille e Calcari di

Canetolo e quella dei Calcari di Groppo del Vescovo, essendo una formazione torbiditica dominata

da calcari marnosi in strati da medi a spessi e molto clivati alternati a sottili strati pelitici neri.

Quest’alternanza può generare frane per scivolamento se le condizioni di giacitura sono favorevoli.In caso contrario (giacitura a reggipoggio) possiamo avere frane per crollo.

I depositi morenici di età risalente all’ultima glaciazione alpina ovvero a 20000 anni fa, si trovanolungo le valli del torrente Liocca, del rio Fontanelle e del rio Gocce, a partire dalle zone più elevate

nella parte meridionale dell’area di rilevamento fin verso le zone settentrionali con lim ite inferiore

attorno agli 800 m slm, limite altimetrico dell’estensione delle antiche lingue glaciali. Questidepositi glaciali sono estremamente privi di classazione, costituiti da clasti eterometrici

prevalentemente arenacei inglobati in matrice sabbioso-limosa, derivanti dalla Formazione del

Macigno, affiorante lungo il crinale dell’Alpe di Succiso.

Le coperture detritiche sono localmente organizzate in fasce al piede di pareti rocciose

complessivamente stabili, come nel caso dei rilievi a nord di Succiso superiore formati da Flysch di

Monte Caio.



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Rapporti tra morfologia e geologia

I rapporti tra morfologia e geologia sono chiari ed evidenti, la giacitura degli strati, se a

reggipoggio, nei litotipi più competenti può produrre ripidi pendii o addirittura scarpate, se a

franapoggio, si possono generare frane per scivolamento impostate su sottili interstrati pelitici o su

superfici planari di clivaggio.

La Formazione delle Argille e Calcari di Canetolo, essendo meno competente, (comunque molto

predominante nell’area di studio) genera pendii più addolciti e mette in risalto quindi i contatti(dove visibili) con le Arenarie di Ponte Bratica. Il gradiente topografico è indicatore di possibili

cambi di litologia, se le due formazioni a contatto presentano caratteristiche geomeccaniche

differenti. Inoltre i rapporti eteropici tra la Formazione dei Calcari di Groppo del Vescovo e la

Formazione delle Argille e Calcari di Canetolo creano improvvise scarpate, visibili anche lungo i

tagli stradali e Rio Fontanelle.

I depositi fluvioglaciali e le coperture detritiche generano anch’essi pendii acclivi, perché moltoprobabilmente sono impostati su un substrato roccioso acclive a sua volta. I depositi fluvioglaciali

però risultano molto instabili, infatti si formano su essi frane per scivolamento di piccole e medie

dimensioni, generate dallo scalzamento al piede per erosione fluviale unito alle scarse

caratteristiche geomeccaniche intrinseche.



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Le coperture detritiche son più stabili rispetto ai depositi fluvio-glaciali, perché non essendo

composte da clasti eterometrici risultano più compatte, inoltre la copertura boschiva è predominante

su queste coperture detritiche e svolge il compito di stabilizzarle.

Idrografia: modelli di drenaggio e sorgenti

Il Corso d’acqua principale è costituito dal Torrente Liocca che nasce dai “ghiaccioni” di MonteAcuto, affluente di destra del Torrente Enza. Da segnalare la presenza di altri corsi d’acqua minori:Rio Fontanelle, Rio Passato, Rio Passatore (affluenti di destra del Torrente Liocca) e il Rio Scuro

affluente di sinistra del Torrente Liocca. Tutto il bacino idrografico alimenta il Torrente Enza, è la

parte più orientale del bacino idrografico del Torrente Enza, delimitato dall’Alpe di Succiso e dalledorsali secondarie in direzione SE-NW, che la separano dal bacino idrografico del Fiume Secchia.

La morfologia del bacino, le caratteristiche litologiche e l’elevata acclività media dei pendii portanoalla veloce formazione di piene torrentizie per via dei ridotti tempi di corrivazione. Questo è

indicatore di un paesaggio in evoluzione e questi eventi torrentizi sono un importante agente del

modellamento che può la causa di innesco o la concausa di fenomeni gravitativi nei versanti che

delimitano lateralmente i corsi d’acqua.

Nell’area di studio sono presenti numerose sorgenti sotterranee di acqua, riconducibili a una

pervasiva fatturazione delle formazioni più coerenti: Flysch di Monte Caio, Arenarie di Ponte



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bratica e Calcari di Groppo del Vescovo; limitate inferiormente dalla Formazione Delle Argille e

Calcari di Canetolo che localmente dove la frazione Argillosa è predominante rappresentano un

litotipo impermeabile e quindi un possibile confinamento delle Acque e la venuta a giorno delle

sorgenti. Anche i depositi morenici possono svolgere la funzione di “rocce magazzino” per sorgentid’acqua grazie alla loro permeabilità.

Stabilità dei versanti

L’area di rilevamento è stata interessata da una grande paleofrana, che negli anni ’50 si è riattivata eha portato all’abbandono degli abitati di Succiso inferiore e superiore. Attualmente il corpo

principale della frana è quiescente, però qualche parte del corpo di frana è ancora attivo, soprattuttola parte che destabilizza l’abitato di Succiso inferiore rappresenta il corpo di frana più grandeancora attivo della nostra area. Gli altri corpi attivi sono lembi più piccoli vicini ai corsi d’acquaattivi per l’erosione fluviale degli stessi.



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