Introduzione

L’area dell’Appennino calabro-lucano a NE del massiccio del Pollino è caratterizzato dalla presenza di terreni alloctoni del Complesso Liguride. Le rocce ofiolitiche affioranti nell’area di studio rappresentano dei frammenti di crosta oceanica che talvolta si rinvengono in associazione con frammenti di crosta continentale. Nel presente studio vengono descritte le ofioliti da un punto di vista petrografico e affrontata la ricostruzione paleogeografica della loro provenienza secondo alcuni modelli.

Inquadramento Geologico

L'Appennino meridionale rappresenta una catena a pieghe e sovrascorrimenti, a vergenza nord orientale, legata alla subduzione, iniziata nell’Oligocene, della litosfera ionica verso ovest (Gueguen et alii, 1997; Doglioni et alii, 1998). La tettonica compressiva ha coinvolto, in un primo stadio di accrezione, la crosta oceanica della Neotetide con la relativa copertura (Knott, 1987; Malinverno & Ryan, 1986; Mauro & Schiattarella, 1988) e successivamente i terreni di piattaforma carbonatica e di bacino del margine continentale passivo (Scandone, 1972). Gli elementi strutturali della Catena, lungo una sezione trasversale da ovest verso est, sono secondo alcuni Autori (Schiattarella etalii, 1997; Prosser & Schiattarella, 1998): 1) le unità interne rappresentate dai depositi del dominio Ligure (che rappresentano il prisma di accrezione Oligo-Miocenico) con blocchi ofiolitici, 2) la Piattaforma Campano-Lucana che separava il bacino Ligure da quello Lagonegrese, 3) le unità Lagonegresi, 4) le unità Irpine, che si sono depositate nel Miocene medio-superiore in bacini satellite e di avanfossa al di sopra delle unità Lagonegresi, 5) le unità della Fossa Bradanica, costituita dal riempimento clastico dell’avanfossa Plio-pleistocenica, 6) la Piattaforma Apula. La primitiva struttura contrazionale neogenica è stata smembrata da faglie plio-quaternarie trascorrenti ed estensionali (Lorenzo etalii, 2001), ad esempio i lineamenti orientati N120°, come le faglie parallele alla “Linea del Pollino” del confine calabro-lucano (Cinque etalii, 1993; Schiattarella, 1996). Il confine Calabro-Lucano è secondo molti Autori un’area di particolare interesse per la geologia dell’Italia meridionale, in quanto rappresenta la fascia di raccordo tra i domini calcarei dell’Appennino meridionale e le coltri cristallino – metamorfiche - sedimentarie dell’Arco Calabro-Peloritano (Schiattarella, 1996). L’elemento geometricamente più elevato è rappresentato dal Complesso Liguride (Ogniben, 1969; Vezzani, 1969; Bonardi et alii, 1988), costituito dall’Unità del Frido (Vezzani, 1969; Bonardi et alii, 1988; Monaco et alii, 1991), dalle successioni non metamorfiche del Flysch Calabro-Lucano (Monaco et alii, 1991) o Unità Nord-Calabrese (Bonardi etalii, 1988) e dal Gruppo del Cilento (Bonardi et alii, 1988) (figure 1, 2, 3). I termini liguridi giacciono in sovrapposizione tettonica sulle unità carbonatiche che derivano dalla deformazione della Piattaforma Appenninicao Unità Alburno-Cervati(Amodio Morelli et alii, 1976). Il significato del Complesso Liguride nell’evoluzione geodinamica dell’Appennino meridionale è stato oggetto di due interpretazioni principali. Alcuni autori (Ogniben, 1969; Knott, 1987; Monaco et alii, 1991) hanno considerato i terreni alloctoni liguridi come elementi apulo vergenti con il significato di una zona di sutura tra il blocco Europeo, rappresentato dalle unità calabridi, ed il blocco Africano.

La seconda interpretazione considera i terreni metamorfici dell’Unità del Frido come elementi di una catena Eo-Alpina a vergenza Europea, di età Cretacico-Paleogenica, coinvolti nel Neogene nella costruzione della catena Appenninica (Amodio Morelli et alii, 1976; Bonardi et alii, 1988).

Bonardi et alii (1988) suddividono i termini liguridi in due differenti gruppi di unità tettoniche (figura 1): il primo comprende i terreni sedimentari sinorogenici del Gruppo del Cilento, con età ascrivibile al Burdigaliano superiore-Langhiano, poggianti in discordanza sull’Unità nord Calabre; il secondo gruppo comprende i terreni metamorfici dell’Unità del Frido, quelli cristallino-metamorfici del Mélange di Episcopia-San Severino e quelli dell’Unità Nord-calabrese. Successivamente, il Complesso Liguride è stato revisionato da Monaco et alii (1991; 1995) (figura 2): il primo gruppo è rappresentato dalle successioni non metamorfiche del Flysch Calabro-Lucano corrispondente a parte della Formazione delle Crete Nere; il secondo gruppo, denominato Unità del Frido (Monaco et alii, 1991), comprende i termini più profondi dei resti del prisma d’accrezione Liguride; il terzo gruppo comprende le successioni torbiditiche sinorogeniche della Formazione del Saraceno (Selli, 1962) e della Formazione di Albidona (Selli, 1962).

L’Unità Nord-calabrese, istituita da Selli (1962), alla base comprende le ofioliti di Timpa delle Murge, costituite da lave a pillow e brecce di pillow, su cui poggia stratigraficamente la Formazione di Timpa delle Murge, costituita da radiolariti ed argilliti selicifere con intercalazioni di calcari allodapici. Verso l’alto la successione è chiusa dalla Formazione del Saraceno (Selli, 1962) costituita da 500 metri di torbiditi calcaree. L’Unità del Flysch Calabro-Lucano viene descritta da Monaco et alii (1991; 1995) come una successione ofiolitifera non metamorfica. Le rocce ofiolitiche vengono considerate come corpi di dimensione variabile inclusi nel Flysch Calabro-Lucano (figura 3).

L’Unità del Frido ha subito eventi deformativi a differenti livelli crostali (Knott, 1987; Monaco et alii, 1991); è interessata da un metamorfismo di alta pressione e bassa temperatura, caratterizzato dalla presenza di aragonite nei metacalcari (Spadea, 1976; Cavalcante et alii, 2009, Cavalcante et alii, 2012) e dalla presenza di glaucofane nelle metadoleriti (Sansone et alii, 2011). L’età del metamorfismo è stata considerata da alcuni autori tardo Albiano (Spadea, 1982), mentre altri (Knott, 1987; 1994) associano a questo tipo di metamorfismo un’età successiva all’Eocene inferiore. Secondo Monaco et alii (1991) l’Unità del Frido può essere suddivisa in due subunità tettonicamente sovrapposte. La subunità ad argilloscisti, geometricamente inferiore, è costituita da argilloscisti contenenti intercalazioni di metareniti, metasiltiti, quarziti e metacalcari. La subunità a calcescisti, geometricamente superiore, è costituita da prevalenti calcescisti, con intercalazioni di livelli di marmi, quarziti verdastre e argilloscisti.

Alle rocce metasedimentarie di basso grado sono associate lembi di ofioliti costituiti da corpi lentiformi di peridotiti serpentinizzate e da corpi di metabasiti di dimensioni variabili (Spadea, 1979), oltre a rocce cristalline di crosta continentale. Queste ultime rocce sono costituite principalmente da gneiss granatiferi, gneiss biotitici, gneiss albitici, pegmatiti ed anfiboliti (figura 3) (Spadea, 1982, Spadea, 1994; Laurita et alii, 2014), e mostrano una sovraimpronta metamorfica principale di alto grado (Spadea, 1982; 1994).

Aspetti Geodinamici

Le ofioliti presenti nell’ Appennino derivano, secondo (Dercourt et alii, 1986) da un braccio della Neotetide, che si estendeva tra la Sila a NO e l’Apulia a SE (Apennines flysch basin) durante l’Aptiano.

L’apertura di questo bacino è legata al continuo movimento sinistro dell’Africa rispetto all’Europa, che avrebbe aumentato ulteriormente la distanza con l’Eurasia. Secondo Knott (1994) il bacino della Neotetide, posto su crosta oceanica, è interposto tra la Placca Europea e quella Africana. Dalla fine del Cretaceo e fino all’inizio dell’Oligocene si attiva la subduzione della crosta oceanica della Neotetide al di sotto della crosta continentale della Calabria lungo un piano immergente verso nordovest. La subduzione porta alla costruzione del prisma di accrezione che costituisce il Complesso Liguride.

Secondo Stampfli et alii (2001) e Stampfli & Borel (2002) l’apertura della Neotetide inizia ad Est dell’Australia e procede verso l’area orientale del Mediterraneo iniziando a partire dal Carbonifero superiore – Permiano inferiore. La subduzione della Neotetide, registrata dalla presenza di magmatismo lungo il suo margine settentrionale, ha contribuito all’apertura dell’Oceano Atlantico Centrale durante il Giurassico inferiore, e alla sua estensione verso est nella Tetide Alpina. La Tetide Alpina, conosciuta anche in letteratura come “Dominio liguride” (Marroni et alii, 2001), corrisponde alla Neotetide di Knott (1994) e Dewey et alii (1989) ed è l’oceano da cui provengono le Unità liguridi dell’Appennino e dell’Arco Calabro.

Successioni Ofiolitiche

Le rocce che costituiscono le suite ofiolitiche sono note con il nome di “rocce verdi “, dal colore dei litotipi più diffusi.

Nella Conferenza di Penrose della Società Geologica Americana (Anonymous, 1972) è stata concordata la definizione di associazione ofiolitica, accettata poi universalmente.

La sequenza, quando completamente sviluppata, è rappresentata dai seguenti termini, dal basso verso l’alto (D’ Amico et alii, 1987):

• Un complesso ultrabasico, in cui le rocce sono costituite da peridotiti di tipo lherzolitico e/o harzburgitico interessate da processi di serpentinizzazione;
• Un complesso intrusivo in cui prevalgono rocce gabbriche. Le porzioni inferiori comprendono tessiture di cumulo con stratificazione magmatica, mentre nelle porzioni più elevate sono frequenti rocce gabbriche e modesti volumi di rocce leucocratiche;
• un complesso filoniano, costituito da un’associazione di dicchi, che talvolta può mancare completamente;
• un complesso vulcanico, costituito da vulcaniti basiche con struttura a cuscino e da livelli ialoclastitici;
• una copertura sedimentaria, costituita da depositi di mare profondo (radiolariti, calcari pelagici, torbiditi, ecc.).

Il processo di serpentinizzazione, molto frequente nel complesso ultrabasico, è il processo di alterazione dell’olivina, ed in generale delle rocce ultrabasiche. La reazione avviene per metamorfismo di fondo oceanico, ed è legata alla circolazione termoconvettiva dell’acqua marina (D’Amico et alii, 1987) in zone di taglio durante i processi orogenetici e durante i processi di obduzione delle ofioliti (Barker, 1998). L’aggiunta di acqua è un fattore molto importante nella serpentinizzazione, ed avviene a temperature in genere inferiori a 350°C (Barker, 1998).

Timpa delle Murge

Al Confine Calabro-Lucano, nell’area di Timpa delle Murge affiora la sequenza ofiolitica completa (figura 3, 4, 5). La successione comprende alla base serpentiniti di colore verde scuro, molto tettonizzate, visibili in piccoli affioramenti. Verso l'alto si osservano piccoli corpi di gabbri di tipo eufotido, con una tessitura granulare e porfirica con presenza del diallagio (figura 4). I termini effusivi sono costituiti da basalti con strutture a pillow (figura 5a) che passano a brecce di pillow. Sia i pillow che le brecce di pillow sono cementati da una matrice ialoclastitica, spesso cloritizzata di colore verde. La copertura sedimentaria comprende argilliti silicee seguite da un'intervallo di radiolariti rosse e verdi del Giurassico superiore. Al di sopra seguono, nella successione, argilliti varicolori, interessate da un clivaggio di tipo pencil contenenti alcuni strati di quarzoareniti fini (figura 5b). In sezione sottile i pillow mostrano una struttura ofitica intersertale (figura 5c). L’associazione mineralogica è la seguente, associazione magmatica: plagioclasio+quarzo+prehnite+epidoto; minerali accessori: minerali opachi; minerali secondari: calcite; minerali di alterazione:clorite+sericite.

Timpa di Pietrasasso

La sequenza ofiolitica di Timpa di Pietrasasso (figure 3; 6) presenta alcune analogie rispetto a quella di Timpa delle Murge. Alla base sono presenti ampi affioramenti di serpentiniti contenenti blocchi metrici di anfiboliti e gneiss. Localmente si osservano anche corpi di metadoleriti e metabasiti (Sansone et alii, 2011). Verso l'alto sono presenti gabbri (figura 6) caratterizzati da una grana variabile da media a grossolana, costituiti da plagioclasio completamente trasformato ed evidente clinopirosseno. I basalti sono costituiti da brecce di pillow e da lave a pillow. Al tetto del complesso effusivo si osserva il passaggio stratigrafico alle sovrastanti radiolariti rosse e verdi.

Conclusioni

Sono state evidenziate le peculiarità geologiche delle successioni ofiolitiche che affiorano al Confine Calabro-Lucano. Queste successione sono i resti della crosta oceanica appartenente alla Tetide Alpina, incorporati successivamente nella catena nel corso dei processi orogenici che hanno dato origine alla strutturazione dell'Appennino meridionale. L'area di Timpa delle Murge e di Timpa di Pietrasasso rappresentano uno tra i pochi settori dell'Appennino meridionale in cui sono presenti affioramenti ben preservati di successioni complete di ofioliti. Tali siti sono estremamente importanti in quanto forniscono informazioni fondamentali per la comprensione paleogeografica di questo settore di catena.

Salvatore Laurita (Libero professionista), Giovanna Rizzo (Dipartimento di Scienze Università degli Studi della Basilicata)

Riferimenti Bibliografici

AMODIO MORELLI L., BONARDI G., COLONNA V., DIETRICH D., GIUNTA G., IPPOLITO F., LIGUORI V., LORENZONI S., PAGLIONICO A., PERRONE V., PICCARRETA G., RUSSO M., SCANDONE P., ZANETTIN LORENZONI E. & ZUPPETTA A. (1976) – L’Arco Calabro-Peloritano nell’Orogene Appenninico-Maghrebide. Mem. Soc. Geol. It., 17, 1-60.

ANONYMOUS (1972) – Penrose field conference of ophiolites. Geotimes, 17, 24-25.

BARKER A. J. (1998) – Introduction to Metamorphic Textures and Microstructures. Blakie,Glasgow, and London, 264 p.p.

BONARDI G., AMORE F. O., Ciampo G., DE CAPOA P., MICCONET P. & PERRONE V. (1988) – Il complesso Liguride. Auct.: stato delle conoscenze e problemi aperti sulla sua evoluzione pre-appenninica ed i suoi rapporti con l’Arco Calabro. Mem. Soc. Geol. It., 41, 17-35.

CAVALCANTE F., BELVISO C., FINIZIO F., LETTINO A. AND FIORE S. (2009) - Carta geologica delle Unità Liguridi dell’area del Pollino (Basilicata): nuovi dati geologici, mineralogici e petrografici. Regione Basilicata - Dip. Ambiente, Territorio e Politiche della Sostenibilità, 36 pp.

CAVALCANTE F., BELVISO C., LAURITA S., PROSER G. (2012) - P-T constraints from phyllosilicates of the Liguride Complex of the Pollino area (Southern Apennines, Italy): Geological inferences. Ofioliti 37, 65-75.

CINQUE A., PATACCA E., SCANDONE P., TOZZI M. (1993) – Quaternary kinematic evolution of the Southern Apennines. Relationship between surface geological features and deep lithospheric structures. Ann. Geof., 36, 249-260.

D’AMICO C., INNOCENTI F. & SASSI F. P. (1987) – Magmatismo e Metamorfismo. Utet. 536 p.p.

DOGLIONI C., MONGELLI F. & PIALLI. (1998) – Boudinage of the Alpine belt in the Apennines back-arc. Mem. Soc. Geol. It., 52, 457-468.

DERCOURT J., ZONENSHAIN L. P., RICOU L. E., KAZMIN V. G., LE PICHON X., KNIPPER A. L., GRANDJACQUET C., SBORTSHIKOV I. M., GEYSSANT J., LEPVRIER C., PECHERSKY D. H., BOULIN J., SIBUET J. C., SAVOSTIN L. A., SOROKHTIN O., WESTPHAL M., BAZHENOV M. L., LAUER J. P. & BIJU-DUVAL B. (1986) – Geological evolution of the Tethys belt from the Atlantic to the Pamirs since the lias. Tectonophysics, 123, 241-315.

DEWEY J. F., HELMAN M. L., TURCO E., HUTTON D. H. W., KNOTT S. D. (1989) – Kinematics of the Western Mediterranean. In: Coward M. P., Dietrich D. & Park R. G. (eds), Alpine Tectonics, Geol. Soc. Spec. Publ., 45, 265-283.

GUEGUEN E., DOGLIONI C. & FERNANDEZ M. (1997) – Lithospheric boudinage in the western Mediterranean back-arc basin. Terra Nova, 9, 184-187.

KNOTT S. D. (1987) – The Liguride Complex of southern Italy-a Cretaceus to Paleogene accretionary wedge. Tectonophysics, 142, 217-243.

KNOTT S. D. (1994) -Structure, kinematics and metamorphism in the Liguride Complex, southern Apennines, Italy. J. Struct. Geol., 16, 1107-1120.

LAURITA S.,·PROSER G., RIZZO G., LANGONE A., TIEPOLO M., LAURITA A. (2014) - Geochronological study of zircons from continental crust rocks in the Frido Unit (southern Apennines). Int. J. Earth Sci. (Geol Rundsch) DOI 10.1007/s00531-014-1077-7.

LORENZO P., SCHIATTARELLA M., SDAO F., TANSI C. (2001) - Inquadramento geologico e condizioni di stabilità dei versanti dell’area interessata dal sisma del 9 settembre 1998. In: “Dissesti prodotti o aggravati dal sisma del 9 settembre 1998 nei territori del confine calabro-lucano” a cura di Gulla’ G. & Sdao F., CNR-GNDCI, 2121, 9-37.

MALINVERNO A. & RYAN W. B. (1986) – Extension in the Thyrrhenian sea and shortening in the Apennines as a result of arc migration driven by sinking of the lithosphere. Tectonics, 5, 227-242.

MARRONI M., MOLLI G., OTTRIA G. & PANDOLFI P. (2001) – Tectono-sedimentary evolution of the External Liguride unit (Northern Apennines, Italy): insights in the pre-collisional history of a fossil ocean-continent transition zone. Geodinamica Acta, 14, 307-320.

MAURO A. & SCHIATTARELLA M. (1988) - L’unità silentina di base: assetto strutturale, metamorfismo e significato tettonico nel quadro geologico dell’Appennino meridionale. Mem. Soc. Geol. It., 41, 1201-1213.

MONACO C., TANSI C., TORTORICI L., DE FRANCESCO A.M. & MORTEN L. (1991) – Analisi geologio-strutturale dell’Unità del Frido al Confine Calabro-Lucano (Appennino Meridionale). Mem. Soc. Geol. It., 47, 341-353.

MONACO C., TORTORICI L., MORTEN L., CRITELLI S., TANSI C. (1995) – Geologia del versante nord-orientale del massiccio del Pollino (confine calabro-lucano): nota illustrativa sintetica della carta geologica alla scala 1:50000. Boll. Soc. Geol. It., 114, 277-291.

OGNIBEN L. (1969) – Schema introduttivo alla geologia del confine Calabro-Lucano. Mem. Soc. Geol. It., 8, 453-763.

PROSSER G., SHIATTARELLA M. (1998) – La ricerca geologica del Centro di Geodinamica. Basilicata Regione Notizie, 4-5 (anno XI), “La ricerca in Basilicata”. 1, 99-106.

SANSONE M.T.C., RIZZO G. & MONGELLI G., 2011 - Petrochemical characterization of mafic rocks from Ligurianophiolites, southern Apennines. International Geology Review, 53, 130-156., 10.1080/00206810902954993.

SCHIATTARELLA M. (1996) - Tettonica della Catena del Pollino (confine calabro-lucano). Mem. Soc. Geol. It., 51, 543-566.

SCHIATTARELLA M., DOGLIONI C., PROSSER G. & TRAMUTOLI M. (1997) – Large-scale geometry and kinematics of the Southern Apennines. Terra Nova,9, Abstract Suppl. 1, 109. EUG, Strasbourg, 23-27 Marzo 1997.

SCANDONE P. (1972) - Studi di geologia lucana: carta dei terreni della serie calcareo-silico-marnosa e note illustrative. Boll. Soc. Natur. Napoli, 81,225-300.

SELLI R. (1962) – Il Paleogene nel quadro della geologia dell’Italia meridionale. Mem. Soc. Geol. It., 3, 737-790.

SPADEA P. (1976) – I carbonati nelle rocce metacalcaree della Formazione del Frido della Lucania. Ofioliti, 1, 431-465.

SPADEA P. (1979) – Contributo alla conoscenza dei metabasalti ofiolitici della Calabria settentrionale e centrale e dell’Appennino Lucano. Rendiconti Società Italiana di mineralogia e petrologia, 35, 251-276.

SPADEA P. (1982) – Continental crust rocks associated with ophiolites in Lucanian Apennine (southern Italy). Ofioliti, (2/3), 501-522.

SPADEA P. (1994) - Calabria-Lucania ophiolites. Bollettino di Geofisica Teorica e Applicata, 36, 271-281.

STAMPFLI G. M., BOREL G. D., CAVAZZA W., MOSAR J. & ZIEGLER P. A. (2001) – Paleotectonic and paleogeographic evolution of the western Tethys and PeriTethyan domain (IGCP Project 369). Articles,222-228.

STAMPFLI G. M. & BOREL G. D. (2002) – A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrones. Elsevier, 196, 17-33.

VEZZANI L. (1969) – La Formazione del Frido (Neocomiano-Aptiano) tra il Pollino ed il Sinni (Lucania). Geol. Rom., VIII, 129-176.