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La geologia del massiccio del Pollino nell’ambito del Mediterraneo

F. Muto- G. Robustelli

La geologia del massiccio del Pollino nell’ambito del Mediterraneo

Inquadramento geologico                                                                                                          

Da sud verso nord l’Italia meridionale è suddivisa nelle seguenti cinture morfotettoniche: (1) L’Arco Calabro settentrionale, costituito da ofioliti, rocce del basamento cristallino e relativa copertura Mesozoica; (2) le dorsali del Cilento e del confine Calabro-Lucano, costituite da ofioliti e rocce sedimentarie e metasedimentarie. Le dorsali comprendono il Complesso di subduzione Paleogenico (Unità del flysch Calabro-Lucano o Complesso Liguride nell’Italia meridionale), la successione di avampaese miocenica del Cilento e di sequenze più giovani, e i sistemi di piattaforme carbonatiche Mesozoico-Miocene (piattaforma interna o Unità Alburni-Cervati-Pollino e Unità dei Monti della Maddalena); (3) le dorsali Campano-Lucane, costituite dalle successioni del Mesozoico-Miocene di mare profondo dell’unità di Lagonegrese e del Complesso Sicilide, le successioni di piattaforma esterna (Unità Monte Alpi), e le successioni mioceniche di avampaese; (4) la piana Lucano-Apula, costituita da successioni clastiche del Pliocene-Quaternario; e (5) il margine apulo, costituito da una successione di piattaforma carbonatica del Mesozoico-Quaternario (piattaforma esterna).

L’Appennino costituisce parte del principale sistema di catene montuose del Mediterraneo (Fig. 1). La catena evolve all’interno di un contesto di convergenza tra le placche Europea e Africana e di placche minori a partire dal Cretaceo superiore (Mazzoli & Helman 1994; Critelli, 1999, e citazioni interne).

Gli Appennini sono formati da un sistema completo di catena e di avanfossa che registra la direzione di trasporto ed è accompagnata dallo sviluppo e deformazione di depositi via via più giovani verso est. Questi caratteri indicano un’accrezione legata alla subduzione verso ovest di uno slab a partire dall’Oligocene-Miocene.

Come conseguenza, i bacini di retro-arco sviluppatisi nel Mediterraneo occidentale (e.g. bacini Algero-Provenzale e Tirrenico) sono legati alla migrazione verso est dello slab (Fig 1).

Figure 1 – Mappa geologica delle principali catene nella regione del Mediterraneo centro-occidentale.

 La prima configurazione del sistema di subduzione (intervallo Cretaceo superiore-Oligocene) risulta ancora materia di dibattito, particolarmente per il segmento di catena tra gli Appennini e le Maghrebidi siciliane, comunemente conosciuto come Arco Calabro Peloritano, costituito da falde tettoniche di basamento cristallino e ofiolitiche (Fig. 1). Dal tardo Oligocene-Miocene inferiore inizia la convergenza tra i blocchi Corsica-Sardegna-Calabria, a ovest, e il blocco Apulia (o Adria), di affinità africana, a est (Fig. 2). La subduzione e la collisione produssero la struttura della catena a thrust sovrapposti propagatisi verso l’avampaese ed accompagnata da successioni sedimentarie sintettoniche (Fig. 3-4).

 

Figure 2 – Ricostruzione palinspastica del Mediterraneo Centrale nel tardo Oligocene (circa 30 Ma) mostrante la distribuzione delle piattaforme e bacini dell’Appennino centrale e meridionale prima del loro coinvolgimento nella struttura della catena. 1) Avampaese Europeo; 2) Catene del Paleogene; 3-6) Avampaese africano: 3) Piattaforme carbonatiche di mare basso; 4) Bacini di mare profondo a crosta oceanica o continentale assottigliata; 5) aree bacinali con alti strutturali isolati; 6) ampi plateau pelagici; 7) fronte della catena; (da Patacca & Scandone, 2007).

Figure 3 – Schema rappresentativo delle relazioni geometriche tra le unità tettoniche dell’Appennino meridionale (da Patacca & Scandone, 2007).

 

Al confine tra la Calabria settentrionale e la Basilicata meridionale le successioni carbonatiche dell’Appennino sono in contatto tettonico con l’Arco Calabro cristallino (Fig. 1). Secondo molti autori, i lineamenti stratigrafici e strutturali dell’area del Pollino sono caratterizzati da tre unità carbonatiche principali sovrapposte; dal basso verso l’alto sono:

-         L’Unità metamorfica di “San Donato", che consiste in un intervallo terrigeno inferiore (facies di tipo Werfen con carbonati organogeni, biocostruzioni, di età permo-triassiche) e un intervallo superiore a cui è assegnata un’età triassica;

-         - la "Unità di Piattaforma Carbonatica" costituita da due sub-unità tettoniche di età dal Triassico all’Eocene (Unità di Verbicaro e Pollino). Questi due elementi sono costituiti principalmente da carbonati neritici e da depositi pelagici eteropici che mostrano la stessa evoluzione cinematica.

Nella parte settentrionale della regione vengono distinti tre gruppi principali di unità tettoniche: (1) unità tettonica di basamento cristallino (Complesso Calabride in Fig. 5); (2) unità ofiolitica (Complesso Liguride in Fig. 5); (3) unità carbonatica (Complesso Panormide in Fig. 5, derivante dalla parte interna del margine continentale apulo). Il gruppo (1) include le rocce cristalline e metamorfiche e i depositi di copertura Mesozoici dell’Unità della Sila. Le Unità Paleozoiche sormontano le unità ofiolitiche, con metamorfismo in facies scisti verdi (Unità di Malvito), mostrante in alcuni casi (Unità di Gimigliano-Reventino) evidenze di un primo evento metamorfico di alta pressione-bassa temperatura, in facies di scisti blu (Unità di Diamante–Terranova). Alcune di queste unità sono caratterizzate da alta pressione- temperatura molto bassa, l’Unità del Frido, e l’Unità del Flysch Calabro-Lucano non-metamorfico. Quest’ultimo affiora nel settore NE del massiccio del Pollino, al confine calabro-lucano (Figure 4, 5). La copertura metasedimentaria include le unità più alte dell’Oligocene e Aquitaniano, rispettivamente.

 

Complesso Liguride

 

Il Complesso Liguride è costituito da due unità ofiolitiche coperte da spesse sequenze torbiditiche (Fig. 5), considerato come il risultato di un cuneo d’accrezione sviluppatosi nel tardo Cretaceo-Miocene. L’unità più bassa è costituita da terreni nonmetamorfici (Unità del Flysch Calabro-Lucano), di età tardo Giurassico- Oligocene, caratterizzato da una struttura interna di tipo “Broken Formation”. Questa unità è ricoperta da un’unità metamorfica (Unità del Frido) costituita da argilloscisti e calcestisti includenti blocchi di ofioliti e di rocce cristalline. Questi terreni mostrano metamorfismo tardo oligocenico di alta pressione e bassa temperatura seguito da metamorfismo in facies scisti verdi. Le unità ofiolitiche sono ricoperte da successioni torbiditiche sinorogeniche (formazione del Saraceno e gruppo del Cilento) (Fig. 5).  

Figure 4 – Schema geologico regionale e geodinamico dell’Italia meridionale (da Mazzoli et al., 2000; Iannace et al., 2007).

Figure 5 – Rappresentazione tettono-stratigrafica della Calabria settentrionale e degli Appennini meridionali (Massiccio del Pollino) (da Critelli, 1993).

Unità Carbonatiche

Recentemente Iannace et alii (2005, 2007) hanno raggruppato le successioni sedimentarie e metasedimentarie carbonatiche Meso-Cenozoiche in tre unità tettoniche: l’Unità Lungro–Verbicaro, l’Unità Pollino–Ciagola e l’Unità di Cetraro. L’Unità Pollino–Ciagola è ricoperta tettonicamente da unità ofiolitiche nella parte nord-orientale del massiccio del Pollino, mentre è ricoperta dall’Unità di Lungro-Verbicaro verso nord-ovest (Fig. 6). L’Unità di Cetraro è ricoperta tettonicamente dall’Unità di Lungro-Verbicaro ed entrambe sono ricoperte dalle unità ofiolitica e di crosta continentale (Complesso Calabride). Il contatto tettonico tra queste ultime è coperto e suturato, nel margine occidentale, dalle sequenze del Serravalliano-Messiniano (Fig. 6) e dai depositi del Pliocene-Pleistocene.

 

Figure 6 – Carta strutturale,   sezioni geologiche e schema tettono-stratigrafico della Calabria settentrionale. Legenda dello schema tettono-stratigrafico. 1a: filladi del Triassico medio; 1b: intercalazioni carbonatiche; 2a: Metacalcari del Ladinico–Carnico; 2a: Biocostruzioni di Monte Caramolo; 3a: filladi, carbonati ed evaporiti di Cetraro; 3b: dolomie del Carnico; 4: dolomie, conglomerati carbonatici, calcari e marne del Norico–Retico; 5: calcari selciferi e radiolariti del Giurassico; 6: Formazione di Colle Trodo (Cretaceo–Aquitaniano); 7: depositi silicoclastici del Burdigaliano inferiore (Scisti del Fiume Lao); 8: dolomie di piattaforma (Norico–Retico); 9: calcari di piattaforma (Giurassico); 10: calcari di piattaforma (Cretaceo); 11: Conglomerati carbonatici (Giurassico–Palaeogene); 14: Formazione del Bifurto (Langhiano); α: Vulcaniti basiche (Triassico); β: Vulcaniti basiche (Giurassico–Cretaceo) (limburgiti), (da Iannace et al., 2007).

Unità Lungro–Verbicaro

La successione stratigrafica dell’Unità Lungro–Verbicaro, caratterizzata da metamorfismo di alta pressione e bassa temperature, è formata nella sua parte inferiore da filladi e metareniti del Triassico medio con intercalazioni di carbonati (Fig. 6). I carbonati contengono localmente intervalli di carbonati di mare basso ricristallizzati ricchi in alghe dasicladacee dell’Anisico-Ladinico. Questi depositi sono seguiti da metacalcari, metacalcari marnosi e dolomie, con locali biocostruzioni ricche in alghe in Dasicladacee, crinoidi e spongiomorfi che sviluppano un complesso di scogliera nell’area di Monte Caramolo. Una delle facies principali è rappresentata da metacalcari marnosi grigi con abbondanti tracce fossili e sottili strati ricchi di bivalvi e gasteropodi. L’input silicoclastico della base della successione evolve verso l’alto a depositi misti, carbonatico-silicoclastici, così lo shelf viene delimitato da costruzioni ricche in spugne e cementi (Iannace et al., 2005).

Nei depositi del Carnico c’è un significativo incremento di intervalli silicoclastici intercalati a dolomie, metacalcari ed evaporiti. I depositi silicoclastici ed evaporitici prevalgono verso sud-ovest, laddove, verso nord-est la successione è dominata da metadolomie. Questa successione è seguita da alcune centinaia di metri di metadolomie del Norico-Retico, mostranti variazioni laterali di facies. All’interno di pochi chilometri, le facies di piattaforma interna passano a costruzioni marginali, costituenti una struttura dominata da microbialiti e serpulidi e piccole spugne calcaree, e quindi a facies di pendio e di bacini ristretti (Iannace et al., 2007).

 

Figure 7 – Sezione rappresentativa e colonne stratigrafiche delle unità LV e PC (da Iannace et al., 2007).

Il Giurassico è rappresentato da una successione di calcari selciferi (Formazione dei Calcari a selce) di spessore variabile, che possono essere in continuità stratigrafica con metadolomie o localmente su una discontinuità angolare. I metacalcari sono generalmente grossolani e cristallini e localmente torbiditici. Al di sopra di questi intervalli litologici, datati dagli autori al Lias-Dogger, sono preservati localmente (Monte Cerviero, Verbicaro, Cirella) argilloscisti silicei rossi e strati di radiolariti. La formazione sovrastante di Colle Trodo giace in disconformità sulle formazioni più antiche. La sua base è costituita da conglomerati e brecce carbonatiche grossolane di età Maastrichtiano–Palaeocene. Le ruditi sono seguite da metapeliti rosse e verdi con frequenti strati di torbiditi calcaree passanti verso l’alto a marne giallastre dell’Eocene medio-Aquitaniano. La Formazione di Colle Trodo passa verso l’alto a metapeliti e metareniti contenenti strati di calcareniti e calciruditi con microforaminiferi del Miocene inferiore (Flysch del Fiume Lao). Metabasalti con strutture a pillow e dicchi (‘limburgiti’) attraversano le formazioni triassiche e giurassiche dell’unità e sono localmente coperte da argilloscisti silicei e radiolariti (Fig. 6).

 L’Unità Pollino–Ciagola

I principali affioramenti dell’Unità del Pollino-Ciagola sono collocati lungo la dorsale dei monti Ciagola-Gada e lungo gli abitati di Aieta, Maratea e Campotenese, e comprendono depositi in facies di pendio carbonatico. Lacune stratigrafiche variabili e importanti sono presenti in queste facies di pendio, che furono considerate come le equivalenti laterali della successione di piattaforma affiorante nel Massiccio del Pollino. Il tardo Triassico è quasi sempre rappresentato da spessi strati di dolomie grigio biancastre. Strati laminati con facies tipo fenestrae sono generalmente alternati a strati ricchi in bivalvi e gasteropodi, indicanti sedimentazione peritidale, di ambienti di bassa energia. Il contenuto fossilifero (gasteropodi, foraminiferi e alghe) è tipico del Norico-Retico. Le dolomie passano verso l’alto a calcari con valve centimetriche di Megalodon, del tardo Norico–Retico inferiore. Nel Giurassico si ha una marcata differenziazione di facies tra le aree di affioramento orientale e occidentale. Nella prima, wackestone e packstone calcarei con foraminiferi, alghe, ooidi e oncoidi sono dominanti, indicando un persistente ambiente di mare basso e lagunare. Come tali, queste successioni sono comparabili con quelle dell’area del Monte Pollino. Calcari risedimentati sono dominanti sui monti La Serra, Monte Ciagola e l’area di Aieta, che indicano una transizione laterale al dominio di pendio. La successione più completa è quella del Monte La Serra, dove i calcari a Megalodon del Triassico sono sostituiti verso l’alto da conglomerati calcarei fango-sostenuti ricchi in coralli, gasteropodi, spugne e frammenti di echinidi. L’età giurassica è confermata nella parte inferiore dell’intervallo dalla presenza di Stylothalamia sp.. Sul Monte Ciagola i conglomerati contengono una matrice marnosa giallastra e sono generalmente deformati.

Una distribuzione di facies simile si registra nell’intervallo cretacico, con l’area orientale dominata da facies di mare basso e quella occidentale occupata da depositi di pendio risedimentati. I primi sono rappresentati da calcari grigiastri ciclici generalmente ben stratificati con fossili caratteristici di shelf di questa età (requienidi, radiolitidi, hippuritidi) e un ricco contenuto di microforaminiferi e alghe. Questi depositi risedimentati comprendono calcareniti grossolane gradate, floatstones e rudstones con abbondanti bioclasti di ambiente marginale (rudiste, gasteropodi, coralli, echinodermi). Le facies risedimentate sono molto abbondanti nella parte alta della successione.

Nel Massiccio del Pollino I calcari di mare basso a rudiste sono coperti in disconformità dalla Formazione di Trentinara di ambiente lagunare e di mare basso (Fig. 7), seguita da calcareniti di piattaforma dell’Aquitaniano medio-Burdigaliano inferiore (Formazione di Cerchiara), e da depositi torbiditici silicoclastici del Langhiano che inclucono le quarzareniti “Numidiche” della Formazione del Bifurto (Fig. 7-8).

 

Figure 8 – Ricostruzione paleogeografica (Oligocene-Miocene inferiore) del Mediterraneo occidentale durante la chiusura progressiva del bacino oceanico residuo e l’inizio della collisione nell’Appennino meridionale (da Critelli, 1999; Critelli et al., 2011).

Sul margine sud-orientale del Massiccio del Pollino le formazioni di Cerchiara e del Bifurto sormontano direttamente i calcari del Cretaceo. In altre aree, invece, i carbonati cretacei di mare basso sono seguiti da brecce calcaree grossolane. La presenza di Nummuliti nei clasti e nella matrice, indica che gli strati non sono più antichi del Paleocene. Queste brecce evolvono rapidamente a strati di calcareniti che sono fortemente deformati e contengono, nella parte alta della successione, Myogipsina sp. e altri foraminiferi del Miocene. La successione è ricoperta da marne, peliti e rare intercalazioni di quarzareniti, che possono essere correlate con la Formazione del Bifurto (Iannace et al., 2005; 2007).

Lineamenti tettonici

La geologia del confine Calabro-Lucano suggerisce che la costruzione di questo sistema di catena è un processo continuo e progressivo attraverso cui i domini di piattaforma e bacino furono accresciuti nel margine continentale meridionale della Neotetide (Fig. 9).

Figura 9 – a) Profilo geologico semplificato, nell’area del confine Calabro-Lucano, dell’Appennino meridionale-Massiccio del Pollino.

b) Schema paleogeografico del margine continentale apulo durante il Cretaceo (da Cello & Mazzoli, 1999).

 L’intero processo si sviluppò in tre stadi evolutivi principali che sono vincolati dalla cinematica globale delle placche Africana ed Europea (Monaco et al., 1998; Cello & Mazzoli, 1999; Mazzoli et al., 2000). Ogni stadio include differenti stili di deformazione ed eventi deformativi che possono essere raggruppati in sequenze comparabili per tempo e scale. Durante lo stadio I si sviluppò un cuneo di accrezione in risposta alla subduzione oceanica verso nord della litosfera della Neotetide al di sotto del margine continentale settentrionale. Lo stadio II iniziò con l’obduzione del complesso di accrezione e continuò con le prime fasi di deformazione e accrezione del margine continentale apulo. Durante questo stadio il cuneo di accrezione sovrascorse sul margine meridionale della Neotetide e la deformazione interessò i domini più occidentali del margine continentale. Durante lo stadio III la deformazione nell’Appennino meridionale viene correlata all’apertura del bacino Tirrenico e la coeva accrezione dei domini più orientali prevalentemente da processi di underplating, con processi di deformazioni associati allo sviluppo di tettonica trascorrente (Monaco, 1993). L’ultima fase di deformazione riconosciuta nell’area inizia nel Pleistocene basso, quando la ripartizione della deformazione nell’area di avampaese si esplicò maggiormente con lo sviluppo di faglie trascorrenti e strutture tettoniche positive e negative associate. Come risultato, la maggior parte delle strutture positive della catena si svilupparono dalla sovrapposizione di deformazione associata a sistemi di faglie trascorrenti sinistre su strutture preesistenti che si originarono durante le fasi di accrezione del cuneo appenninico. L’attivazione dell’ultimo regime tettonico è anche responsabile della forte dislocazione della catena in settori dislocanti diverse strutture crostali profonde (Monaco, 1993). Le faglie trascorrenti sinistre più importanti possono mettere a contatto porzioni differenti della catena appenninica, con lo sviluppo spettacolare di alti e depressioni strutturali.

Infine, la storia geologica, stratigrafica e strutturale dell’intero Massiccio del Pollino è il risultato dell’evoluzione di lungo termine di domini geologici differenti e contigui. In questo contesto la catena, in tutti i suoi stadi di costruzione, testimonia la varietà delle rocce, delle strutture geologiche, e dei lineamenti morfotettonici che la rendono articolata e spettacolare.

 Il paesaggio del Parco Nazionale del Pollino

Introduzione

Il Parco Nazionale del Pollino mostra una notevole complessità geologica essendo formato da unità tettoniche costituite da diversi tipi di rocce appartenenti a differenti domini paleogeografici. L'area del Pollino presenta una topografia molto irregolare a causa di una alternanza di alti morfostrutturali e depressioni tettoniche quaternarie delimitate da evidenti versanti di faglia. L'area del parco si affaccia sia sulla costa tirrenica della Calabria settentrionale sia sulla costa ionica della Calabria e della Basilicata, comprendendo i tratti medio-alti delle principali valli fluviali presenti al confine calabro-lucano (Fiume Lao, Torrente Raganello e Fiume Sinni).

L’attività tettonica, l’erosione fluviale e il carsismo rappresentano i tre grandi gruppi di processi geomorfologici responsabili del modellamento di una grande varietà di forme che caratterizzano il Parco del Pollino. Questi processi geomorfologici, insieme al contesto strutturale e alla grande variazione di erodibilità delle rocce affioranti danno luogo a un paesaggio che alterna aree montane ripide a zone collinari.

A questo proposito, il Parco del Pollino presenta una vasta gamma di paesaggi e forme del rilievo che hanno da tempo affascinato i geologi. Di seguito, sarà descritta la più ampia gamma dei caratteri geomorfologici, con l'obiettivo di affascinare tutti i lettori su questo paesaggio selvaggio e accattivante.

Contesto geografico

Questa porzione dell’Appennino meridionale è caratterizzata da un profilo topografico asimmetrico. La linea delle massime cime è spesso spostata verso il margine tirrenico e non corrisponde allo spartiacque regionale. Il fianco orientale della catena ha una lunghezza maggiore e un minore gradiente rispetto a quello occidentale. Le cime più alte superano 2000 metri s.l.m., mentre la quota media della catena è di circa 650 metri s.l.m. Molte delle cime più alte offrono meravigliosi panorami dei paesaggi della Basilicata e della Calabria.

In particolare, la dorsale di Monte Pollino è una morfostruttura orientata NO-SE costituita da rocce carbonatiche meso-cenozoiche e classicamente interpretato come una semplice struttura omoclinale immergente verso NE e ricoperta da terreni ofiolitici (ofiolitiferi). Essa è delimitata da bacini quaternari riempiti da sedimenti marini e continentali.

A causa della sua posizione geografica e la sua natura montuosa, il Parco Nazionale del Pollino registra una elevata variabilità climatica. Il clima è mediterraneo, con modificazioni montane (estati umide e inverni più freddi, con presenza di manto nevoso superiore a un mese). Nell’area esiste un forte gradiente di precipitazioni (da 300 mm/a a 1.500 mm/a). Tuttavia, sulla base dell'analisi della concentrazione giornaliera e mensile precipitazioni, il lato orientale presenta una maggiore stagionalità di distribuzione delle precipitazioni con temporali di breve durata e alta intensità (massimo giornaliero di pioggia fino a 120 mm) che influenzano fortemente il totale delle precipitazioni annue.

Controllo geologico sui processi geomorfologici e paesaggi

Il paesaggio del Parco Nazionale del Pollino è fortemente controllato dalle litologie e dalla struttura geologica, oltre che dal forte sollevamento regionale avvenuto durante il Quaternario. Questa zona si trova in uno dei settori geodinamicamente più attivi del Mediterraneo centrale, conseguenza della complessa deformazione crostale a seguito della collisione Africa-Europa.

Il nucleo del massiccio è costituito da unità carbonatiche meso-cenozoiche e unità mesozoiche ofiolitiche ricoperte da depositi di avanfossa del Neogene e cunei clastici tardo miocenici e quaternari.

Il paesaggio del Parco del Pollino si è sviluppato principalmente durante il Quaternario, ed è stato fortemente influenzato dalla storia tettonica insieme all’attività dei vari sistemi geomorfici succedutisi nel corso del Quaternario.

Le principali unità geomorfologiche che possono essere riconosciute nell’area del parco sono le seguenti:

• massicci montuosi carbonatici, con paesaggi carsici, delimitati da pendii strutturali e ampie zone pedemontane; questi massicci ospitano grandi sistemi di grotte e sono importanti zone di stoccaggio dell'acqua.

• massicci montuosi terrigene, con creste articolate e gole profondamente incise.

• colline marnoso-argillose, con dolci pendii e sistemi di drenaggio dendritici.

• bacini intermontani e pianure alluvionali.

Forme tettoniche e strutturali

L'impronta della tettonica sul paesaggio del Parco del Pollino è evidente non solo nelle dimensioni, misura e posizione delle forme del rilievo, ma anche dalla pendenza dei corsi d’acqua, dai caratteri dei pendii e dall’andamento della rete fluviale.

La struttura geologica influenza i processi geomorfologici e le relative forme attraverso l'azione diretta delle dislocazioni (scarpate di faglia) e le influenze indirette delle variazioni di erodibilità delle rocce. In particolare, l'attuale paesaggio del versante sud-occidentale della dorsale di Monte Pollino è fortemente correlata alla attività tettonica, mentre la morfoselezione (rocce con erodibilità differente) domina il lato nord orientale. Inoltre, i diversi paesaggi e le più specifiche forme del rilievo sono causa diretta dell'influenza litologica.

La forma tettonica più importante dell’area è rappresentata dalla zona di faglia del Monte Pollino. In particolare, si tratta di una serie di strutture tettoniche ad andamento NO-SE ben evidenti lungo il confine calabro-lucano e, proseguendo verso SE, nel Mar Ionio. Alcuni segmenti di questi sistemi di faglie sono ancora attivi, rendendo la zona un punto chiave per caratterizzare la pericolosità sismica della Calabria settentrionale.

In particolare, questo sistema si compone di alcuni segmenti che mostrano una generale disposizione en-echelon, formata da segmenti immergenti verso sud ovest che articolano fortemente la dorsale del Pollino.

Questi segmenti di faglia mostrano scarpate e versanti rettilinei molto evidenti talora caratterizzati da forme triangolari (faccette) separate da valli a calice. Queste forme si ergono fino a centinaia di metri di altezza e sono ben visibili dall'autostrada A3 (Fig. 10), da strade statali e da molti punti di vista panoramici.

Figura 10. Autostrada A3 (Salerno-Reggio Calabria); panoramica del versante di faglia della dorsale del Pollino responsabile del sollevamento di antichi paleopaesaggi a debole pendenza.

Verso nord-est, diversi indizi sottolineano il ruolo chiave del controllo litologico attraverso cui la struttura geologica riceve la sua espressione topografica. In questi casi risulta difficile comprendere l’importanza dei processi tettonici sulla forma del rilievo a causa degli alti ritmi di erosione delle rocce morto erodibili. Tuttavia, considerato l’accostamento tettonico di rocce con resistenza all'erosione variabile, l'influenza passiva delle faglie sul paesaggio è facile da rilevare (scarpata linea di faglia, Fig. 11).

Figura 11. Rilievo omoclinale di Timpa San Lorenzo. É importante notare la scarpata di linea di faglia (freccia azzurra) che borda il versante sud-occidentale e la gola del tratto medio alto del Torrente Raganello (freccia rossa).

Inoltre, a causa dell’eterogeneità litologica, un’ampia gamma di dorsali omoclinali in rocce carbonatiche (morfostrutture) risultano molto evidenti (Fig. 11). A scala minore, le variazioni litologiche che caratterizzano le successioni sedimentarie neogeniche determinano il modellamento di forme litostrutturali il cui sviluppo è influenzato dalla pendenza degli strati (da hogback – forme derivanti da strati verticali – a versanti a gradinata).

Forme fluviali

I processi e le forme fluviali riflettono la morfologia degli altopiani, dei versanti principali e della zona pedemontana. Spostandosi dalle aree di altopiano, i corsi d’acqua cambiano radicalmente trasformandosi in torrenti impetuosi che attraversano gole e canyon con alvei scavati in roccia o, localmente, ricoperti da clasti e blocchi a granulometria elevata (da ciottoli a blocchi). La presenza di anomalie del drenaggio (corsi d’acqua che attraversano trasversalmente delle morfostrutture) nell’area del parco sono da imputare ad uno o più fattori quali le deviazioni fluviali, le catture fluviali, fenomeni di antecedenza e sovraimposizione della rete di drenaggio.

In particolare, il drenaggio sovraimposto si verifica quando, durante l’incisione di un corso d’acqua stabilitosi su una data formazione geologica viene ereditato da una formazione sottostante più resistente all’erosione. A tal proposito le gole del Torrente Raganello (Fig. 11) e del Fiume Lao (Fig. 12) sono considerate due classici esempi di drenaggio sovraimposto. Infatti, entrambi i fiumi hanno prima inciso le unità ofiolitiche per poi approfondirsi sulle più resistenti rocce calcareo-dolomitiche, permettendo lo sviluppo delle attuali e spettacolari forre. Inoltre, alcune evidenze testimoniano il ruolo chiave dei fenomeni di cattura fluviale verificatisi durante le fasi di erosione ed esumazione degli alti carbonatici. I fenomeni di cattura sono il risultato di un arretramento progressivo delle testate dei corsi d’acqua favorito dal sollevamento dei settori costieri e dall’erosione selettiva di rocce più erodibili sovrapposte e quelle carbonatiche più resistenti.

Figura 12. Panoramica delle forme tettoniche e fluviali visibili nel Parco del Pollino e, in particolare, lungo la dorsale di M. Gada-M. Rossino (sinistra idrografica del Fiume Lao).

I conoidi alluvionali intramontani-valle sono rari, ma nelle aree pedemontane i conoidi alluvionali sono molto sviluppati (versante meridionale del Pollino) anche se non mostrano segni di attività recente.

Paesaggi a gradinata

Nel corso del Pliocene, alle strutture compressive si sono gradualmente sovrapposti lineamenti a carattere trascorrente e distensivo che hanno frammentato la catena appenninica in alti e bassi strutturali con forti indizi di un sollevamento regionale.

Al di sopra delle scarpate di faglia che articolano la catena, il paesaggio è dominato da resti di superfici a debole gradiente che formano localmente una gradinata fino a 2100m s.l.m. Queste superfici possono essere ascritte alle più antiche fasi di evoluzione del paesaggio verificatesi durante il Pleistocene inferiore-medio attraverso fasi di spianamento e di deposizione.

A questo proposito, i bacini del Mercure e di Castrovillari (Fig. 13) forniscono le migliori testimonianze di questi paesaggi a gradinata molto utili per ricostruire le principali tappe dell'evoluzione del paesaggio durante il Quaternario.

 

 

 

 

Figura 13. (A) Schema morfostrutturale e sezione morfostratigrafica del bacino intermontano del Fiume Mercure (alta valle del Fiume Lao) mostranti le principali forme tettoniche dell’area e la distribuzione di antichi paleopaesaggi a basso gradiente; (B) Schema tridimensionale delle principali fasi deposizionali, dei paesaggi e forme caratteristiche del Bacino di Castrovillari.

 

Figura 14. (A) Schema di un altopiano carsico, dove gli inghiottitoi fanno capo ad una valle cieca che permette l’infiltrazione delle acque meteoriche fino alla falda freatica attraverso un sistema di cavità sotterranee. 1) valle cieca, 2) inghiottitoio, 3) dolina di soluzione, 4) dolina di collasso, 5) Sistema di cavità a sviluppo verticale, 6) risorgiva, 7) cavità freatica, 8) sorgente, 9) falda freatica. (B) Il paesaggio a bassa pendenza di Timpone del Castello è caratterizzato da forme carsiche simili allo schema riportato in (A); le frecce rossa e blu indicano una porzione di una complessa deformazione gravitativa di versante e le gole del Torrente Raganello rispettivamente.

 

Forme carsiche

I settori calcarei del Parco del Pollino possono essere fondamentali per spiegare l’azione dei processi carsici su un massiccio carbonatico e come essi influenzano la circolazione idrica sotterranea.

In particolare, l'area del Pollino può essere considerato uno dei migliori esempi di un massiccio carsico nell’Italia meridionale. Nonostante l’abbondanza di massicci calcarei in Appennino meridionale (Monti del Matese, Monti Picentini, Monti Alburni e Monte Cervati), Il massiccio del Pollino presenta un ambiente carsico simile caratterizzato da profonde e grandi cavità sotterranee, grotte freatiche attive e fossili, inghiottitoi e polje.

Ad esempio, muovendosi sull’altopiano carsico a monte di Frascineto (Fig. 14), ci sono diverse testimonianze di forme carsiche superficiali da dove le acque si infiltrano in profondità (inghiottitoi e valli cieche), anche se la circolazione sotterranea deve essere ancora ben compresa. Inoltre, molti sistemi di grotte possono e devono essere ancora esplorati sia a fini scientifici che per valutare il loro potenziale interesse in termini di geo-turismo. È interessante notare che molti altipiani carsici, che costituiscono localmente il paesaggio a gradini, sono interpretabili come polje di contatto sviluppatesi attraverso processi carsici al contatto tra i calcari e terreni erodibili.

Forme glaciali

Le più alte vette del Parco del Pollino (Monte Pollino, 2267 m; Monte La Mula, 1935m, e il Monte Cozzo del Pellegrino, 1987) mostrano chiare tracce dei ghiacciai (Fig. 15). I resti glaciali consistono in alcuni circhi e forme simili e in alcuni allineamenti di depositi morenici risalenti all’ultima fase glaciale. Durante questo periodo sul Monte Pollino la linea di equilibrio (nevi perenni) era a circa 1800 m di altitudine. Un Ghiacciaio di roccia (rock glacier) è stato trovato anche sul Monte Pollino. Esso si sovrappone alla morena delle prime fasi di ritiro dei ghiacciai, 1750 metri circa s.l.m.; esso è più vecchio del deposito morenico coperto da sedimenti eolici (loess) datati a 15-16,000 anni fa.

Figura 15. Ubicazione di circhi glaciali e morene associate in corrispondenza di (A) M. Pollino, (B) M. Cozzo del Pellegrino, (C) M. La Mula.

La maggior parte dei ghiacciai di roccia si sono formati tra 20.000 e 10.000 anni, quando le temperature medie annuali erano ancora 4-6 ° C inferiori a quelle attuali; tuttavia, la loro distribuzione geografica dà luogo ad alcune considerazioni importanti.

La distribuzione geografica dei ghiacciai di roccia, che corrisponde al limite delle aree con permafrost (suolo permanentemente gelato) discontinuo di montagna, suggerisce che durante le fasi finali dell’ultimo periodo glaciale, nel tardoglaciale e nel primo Olocene, c’è stato uno spostamento di altitudine e latitudine con una riduzione di questo limite, a seguito dell'aumento di temperatura. Dall’altitudine di 1570/1600 m, il limite del permafrost discontinuo di montagna è salito a 2300/2500 metri durante il tardo Olocene, ed ora è ancora più alto. Riguardo alla variazione di latitudine, il suddetto limite è migrato verso nord, da 39°55'N a 41°45'N fino a 42°07'N.

Alle quote più elevate ci sono anche evidenze di terrazzi e superfici di crioplanazione e terrazze, anche se la loro genesi e significato è ancora da valutare. Infatti, i paesaggi a basso gradiente possono essere il risultato anche di processi diversi e con differenti ritmi come suggeriscono altre situazioni presenti in Appennino.

Forme di versante

Le forme tipiche che si sviluppano sui versanti dell’area del parco sono particolarmente diffuse nelle aree di affioramento dei litotipi più erodibili.

Il forte aumento di pendenza a partire dalle aree di altopiano segna il passaggio a quei settori di paesaggio dove si sviluppano valli profondamente incise, lo spessore del regolite (mantello di alterazione) diminuisce fortemente e i movimenti gravitativi diventano il processo dominante. Le frane sono molto diffuse in tutta l’area del parco formando scarpate di dimensioni variabili e depositi detritico-colluviali con forme diverse a seconda del processo genetico. A causa della presenza di rocce più erodibili, il versante lucano del parco è più profondamente interessato e influenzato da movimenti gravitativi anche profondi. Dati di letteratura hanno evidenziato che i fattori che favoriscono tale attitudine a sviluppare fenomeni gravitativi sono la fratturazione pervasiva e intensa di rocce ad elevato contenuto di argilla.

Su substrato calcareo, il principale fenomeno è rappresentato dalla complessa deformazione gravitativa di Civita (Fig. 14) il cui sviluppo è fortemente controllato da una zona di faglia. Essa raggiunge dimensioni rilevanti, avendo circa 2 km di larghezza, con un rilievo massimo locale superiore a 600 m.

Sulle unità ofiolitiche e sui terreni neogenici, le forme dei versanti dipendono dalla competizione tra i processi gravitativi e quelli legati al ruscellamento superficiale. Nelle aree di affioramento dei depositi a prevalente componente pelitica, i fenomeni predominanti sono rappresentati da frane di scorrimento e colamento, localmente anche di dimensioni notevoli. La presenza di alternanze litologiche favoriscono lo sviluppo di vari scenari da frana. Sui depositi limo-argillosi e sui vecchi corpi di frana si nota anche la presenza di forme calanchive. È opportuno sottolineare che anche laddove il substrato calcareo-dolomitico si presenta fortemente fratturato (ad esempio nei pressi di Mormanno), i pendii sono profondamente incisi da forme pseudocalanchive con fianchi ripidi.

Conclusioni

Il Parco del Pollino offre una vasta gamma di rocce e contesti geologico-strutturali che ne influenzano il paesaggio. Infatti, l’area del parco è caratterizzata da una varietà di paesaggi che sono principalmente il risultano dell'interazione tra il sollevamento tettonico, l’incisione fluviale, la varabile erodibilità delle rocce e i processi di versante; essi danno luogo ad un alternarsi di paesaggi tipici di distretti montani ripidi e/o zone collinari. A volte, i paesaggi si inscrivono in scenari così suggestivi e in continua evoluzione che alcuni di essi possono essere considerati esempi unici, rendendo il parco uno dei più importanti siti di interesse per le scienze della terra e un valido esempio per il Geoturismo.

Nonostante la sua facilità di accesso, sarebbe auspicabile che gli aspetti geologici e geomorfologici del Pollino siano sempre più messi in evidenza. La capacità di attrarre scienziati e persone può favorirne la crescita e l’importanza come laboratorio per futuri progetti di ricerca e attività ricreative in un meraviglioso scenario sovrastante il Mar Tirreno e il Mar Jonio.

 Bibliografia

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The geology of the Pollino Massif in the frame of the western Mediterranean


CANDIDATURA DEL PARCO NAZIONALE DEL POLLINO A GEOPARCO

dossier geoparcoIl Parco Nazionale del Pollino, ha individuato, cartografato e caratterizzato 75 Geositi ricadenti all'interno del proprio territorio.
I geositi individuati sono stati organizzati in sistemi territoriali omogenei, dal punto di vista geologico e geografico, e correlati con le altre peculiarità paesaggistico- ambientali e storico culturale presenti sul territorio.
Tale lavoro rappresenta una preziosa e fin ora mai realizzata banca dati sulla geodiversità presente nel PNP e della sua interrelazione con le altre peculiarità paesaggistico-ambientale del PNP.
Inoltre il Parco per meglio perseguire la tutela e valorizzazione del patrimonio geologico, ambientale e storico-culturale presente sul proprio territorio, ha fatto richiesta di ammissione, per tutto il territorio compreso nell'area protetta, alla Rete Europea e Globale dei Geoparchi, predisponendo appositi elaborati tecnici di cui l'individuazione e la caratterizzazione dei 75 Geositi hanno rappresentato la base tecnico-scientifica primaria ma non esaustiva.
Il dossier di candidatura e i relativi allegati sono stati inviati a fine Novembre 2014, accompagnati dalle autorevoli lettere di sostegno dei Rettori delle Università della Calabria e della Basilicata, della Commissione Nazionale per l'UNESCO, dell'ISPRA, degli Ordini Regionali dei Geologi di Calabria e Basilicata, dell'Ordine Nazionale dei Geologi.
l'8 aprile 2015 la segreteria GGN con sede nell'UNESCO, insieme con la Rete Europea dei Geoparchi, dopo aver esaminato con attenzione le informazioni fornite, ha accettato di autorizzare una missione di due valutatori della rete EGN/GGN nel Pollino, che si terrà a luglio 2014.
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