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cassano allo ionio

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cassano allo ionio
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NOTE ILLUSTRATIVE
della
CARTA GEOLOGICA D’ITALIA
alla scala 1:50.000
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foglio 543
A cura di:
A. Ietto1, F. Ietto1
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CASSANO ALLO IONIO
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Con contributi per il rilevamento di:
R. Acri2, F. Ietto1, F. Muto1, E. Perri1, L. Rende2
(1) Dipartimento di Scienze della Terra, Università della Calabria;
(2) Libero Professionista.
Ente realizzatore
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Università della Calabria
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PER IL SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA - ISPRA
Revisione scientifica:
R. Bonomo, M. Marino, E. La Posta, M. Rossi
Coordinamento cartografico:
D. Tacchia (coord.), S. Falcetti
Revisione e informatizzazione dei dati geologici:
L. Battaglini,
ASC: M. C. Giovagnoli, A. Fiorentino
Coordinamento editoriale e allestimento stampa:
S. Falcetti, D. Tacchia
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Direttore del Servizio Geologico d’Italia - ISPRA:
C. CAMPOBASSO
Responsabile del Progetto CARG per il Servizio Geologico d’Italia:
F. GALLUZZO
Responsabile del Progetto CARG per l’Università della Calabria:
A. IETTO
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PER L’UNIVERSITÀ DELLA CALABRIA
Funzionario delegato:
A. Ietto (Dipartimento Scienze della Terra)
Cordinamento operativo:
F. Ietto (Dipartimento Scienze della Terra)
Referente per le note illustrative e responsabile dell’informatiizzazione:
F. Ietto (Dipartimento Scienze della Terra)
Allestimento editoriale e cartografico per la stampa dalla Banca Dati a cura:
LITOGRAFIA ARTISTICA CARTOGRAFICA S.R.L. - FIRENZE
Gestione tecnico-amministrativa del Progetto CARG:
M.T. Lettieri - Servizio Geologico d’Italia - ISPRA
Si ringraziano i componenti dei Comitati Geologici per il loro contributo scientifico
Stampa:
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INDICE
- INTRODUZIONE........................................................... Pag.
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- STUDI PRECEDENTI
E INQUADRAMENTO GEOLOGICO ......................»
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IV.
1.
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1.1.1.
1.1.2.
1.1.3.
1.2.
1.2.1.
1.2.2.
1.3.
1.3.1.
1.3.2.
1.3.3.
1.4.
1.4.1.
1.4.2.
2.
2.1.
2.1.1.
2.1.2.
2.1.3.
2.1.4.
2.2.
2.2.1.
2.2.2.
2.3.
2.3.1.
2.3.2.
2.4.
2.4.1.
2.4.2.
2.5.
- STRATIGRAFIA ...............................................................»
- FORMAZIONI ANCHIMETAMORFICHE .......................»
- FORMAZIONE DI SAN DONATO DI NINEA (SDN) .......................»
- Membro Monte La Mula (SDN1) .........................................»
- Membro di Scifarello-Serra Limpida (SDN2) ......................»
- Filoni di rocce ignee basiche (d) .........................................»
- DOLOMIA PRINCIPALE (DPR)..................................................»
- Litofacies Serapodolo (DPRa) .............................................»
- Litofacies Monte la Caccia (DPRb) .....................................»
- FORMAZIONE SERRA BONANGELO (SBN) .................................»
- Membro della Castelluccia (SBN1) .....................................»
- Membro dei calcari con selce (SBN2) .................................»
- Membro Il Cocuzzo (SBN3) .................................................»
- FORMAZIONE DI ALBEROSA (FLB)...........................................»
- Membro delle brecce poligeniche (FLB1) ...........................»
- Membro di Serra Costantino (FLB3) ...................................»
- UNITÀ METAMORFICHE ................................................»
- FORMAZIONE DI SAN DONATO DI NINEA (SDN) .......................»
- Membro di Valle Scura (SDN3) ............................................»
- Membro di Policastrello (SDN4)..........................................»
- Membro di Valle Rosa (SDN5) .............................................»
- Metabasiti (ρ) ......................................................................»
- FORMAZIONE DEL FRIDO (FRI) ...............................................»
- Litofacies di Vallone Arena (FRIb) .....................................»
- Litofacies di Lungro (FRIa) .................................................»
- FORMAZIONE DI DIAMANTE (OFD)..........................................»
- Metabasiti di Serra Pagano (OFD1)....................................»
- Filladi del Corvino (OFD2) .................................................»
- FORMAZIONE DI MALVITO (OLM) ..........................................»
- Metabasalti di Monte Milioso (OLM1) ...............................»
- Metacalcari di San Lorenzo del Vallo (OLM2) ...................»
- FORMAZIONE DI FOLLORITO (GFL) .........................................»
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- ASPETTI GEOMORFOLOGICI ....................................»
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1.1.
1.2.
1.3.
1.4.
1.4.1.
1.4.2.
1.4.3.
1.4.4.
- TETTONICA ED EVOLUZIONE STRUTTURALE ....»
- DESCRIZIONE DELLA METODOLOGIA DI STUDIO ..»
- ANALISI MACROSTRUTTURALE ..................................................»
- STUDIO MESOSTRUTTURALE ......................................................»
- DESCRIZIONE DEI DATI .............................................................»
- STADI TETTONICI E STRUTTURE RELATIVE ..................................»
- Stadio A ................................................................................»
- Stadio B ................................................................................»
- Stadio C................................................................................»
- Stadio D ...............................................................................»
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- ABSTRACT........................................................................»
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- BIBLIOGRAFIA .................................................................»
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4.
4.1.
4.2.
4.3.
4.4.
4.5.
4.6.
4.7.
4.8.
- NEOGENE TRASGRESSIVO ............................................»
- FORMAZIONE S. AGATA D’ESARO (SDE) ................................»
- Conglomerato basale (SDE1) ..............................................»
- Argille ed argille siltose (SDE2) ..........................................»
- Calcareniti arenacee (SDE3) ...............................................»
- Argille grigie e viola (SDE4) ...............................................»
- Siltiti gialle (SDE5) ..............................................................»
- Argille con gessi e gessoareniti (SDE6a - SDE6b) ................»
- Argille siltose ed argille marnose (SDE7) ...........................»
- FORMAZIONE DI VALLE ESARO (VSR) .....................................»
- Sabbie di Santa Venere (VSR1 - VSR1a - VSR1b) .................»
- Argille di Serra la Guardia (VSR2 - lm) .............................»
- Conglomerati di Torrente Fiumarello (VSR3) .....................»
- Conglomerati di Serra dell’Ospedale
(VSR4 - VSR4a - VSR4b) ..................................................»
- DEPOSITI QUATERNARI .................................................»
- DEPOSITI TERRAZZATI (bn (1...4)) ................................................»
- DEPOSITI TRAVERTINOSI (f1).....................................................»
- CONOIDI ALLUVIONALI.............................................................»
- DEPOSITI ALLUVIONALI FISSATI (ba)..........................................»
- COLTRE ELUVIO-COLLUVIALE (b2) ............................................»
- DEPOSITI DI FRANA (a1-a1a) .....................................................»
- DEPOSITI DI VERSANTE PER GRAVITÀ (aa-ab) .............................»
- DEPOSITI ALLUVIONALI MOBILI (b) ...........................................»
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3.1.1.
3.1.2.
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3.1.4.
3.1.5.
3.1.6.
3.1.7.
3.2.
3.2.1.
3.2.2.
3.2.3.
3.2.4.
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I - INTRODUZIONE
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I rilievi geologici che hanno permesso la realizzazione di questo lavoro fanno
seguito all’Accordo di Programma, ai sensi della Legge 438/95, tra il Servizio
Geologico Nazionale e l’Università degli Studi della Calabria, per la redazione
della nuova Carta Geologica d’Italia alla scala 1:50.000.
I rilevamenti geologici in oggetto, eseguiti su base topografica alla scala
1:10.000, sono stati condotti a partire dal febbraio 1998 e ricadono nelle nuove
tavolette dell’IGM alla scala 1:25.000 di Cassano allo Ionio (F. 543 sez. I), Spezzano Albanese (F. 543 sez. II), Rogano Gravina (F. 543 sez. III) e Lungro (F. 543
sez.IV).
Il criterio di rilevamento adottato è quello litostratigrafico, in base al quale le
varie formazioni sono state distinte in sottounità (membri e litofacies).
I rilevamenti geologici di superficie, unitamente all’analisi strutturale, hanno
permesso di riconoscere diverse unità litostratigrafiche che sono state riferite a
unità tettoniche di importanza regionale già riconosciute
L’attribuzione cronologica delle formazioni cartografate deriva da quanto
reperibile in letteratura (cap. 2), da analisi biostratigrafiche e dei macrofossili
eseguite dalla Prof.ssa A. Mastandrea (Dipartimento di Scienze Geologiche, Università della Calabria), dei foraminiferi e delle microfaune eseguite dal Dr. A.
Caruso (Università di Palermo) e dalla Dott.ssa R. Romano (Università “Federico
II” di Napoli) per la determinazione delle alghe.
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II - STUDI PRECEDENTI E INQUADRAMENTO GEOLOGICO
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L’area del Foglio 543 ricade nella porzione settentrionale della Calabria, più
precisamente comprende il tratto medio-terminale della Valle del Crati, per il settore centrale del Foglio, e parte della Catena Costiera Calabra, per la porzione
nord-occidentale dello stesso.
Il tratto di Catena considerato costituisce una porzione dell’orogene posto alla
giunzione tra la Catena Appenninica s.s. e l’Arco Calabro-Peloritano (Fig. 1).
La Valle del Crati costituisce il maggiore bacino sedimentario di origine tettonica, all’interno dell’Arco Calabro-Peloritano nel quale si sono depositati fin
dal Miocene superiore formazioni marine detritiche. La sedimentazione marina
termina nel Pleistocene inferiore, almeno per la porzione alta del bacino, mentre
prosegue anche nel Pleistocene medio, nella porzione medio-bassa della Valle
(CAROBENE et alii., 1989).
La Catena Appenninica s.s., che affiora fuori Foglio, a N e NE, risulta costituita essenzialmente da sedimenti calcareo-dolomitici meso-cenozoici in facies di
piattaforma carbonatica, originati nelle vaste aree a sedimentazione carbonatica
corrispondenti ai domini orientali della Tetide. Questi risultano strutturati adesso
nella Catena in diverse falde tettoniche, con vergenza verso NE, nelle quali sono
impilati sia i corpi di piattaforma carbonatica, che dei vari domini “interni” ed
“esterni” a pertinenza bacinale.
L’Arco Calabro, i cui terreni affiorano nel Foglio, è inteso come un frammento
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Fig. 1 - Schema strutturale del Foglio 543 “Cassano allo Jonio”
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di catena alpina cretacico-paleogenica, costituito da una serie di coltri cristallinometamorfiche derivanti dalla deformazione di crosta oceanica (Coltri Liguridi o
Unità Alpine) e continentale (Coltri Calabridi), sovrascorso, nel Miocene inferiore, sulle unità più interne della futura catena appenninica, neogenica ed Africa
vergente (SCANDONE et alii, 1974).
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Tale ricostruzione viene però contraddetta da numerosi altri ricercatori, tra i
quali: DIETRICH (1976); KNOTT (1987); COWARD & DIETRICH (1989); IETTO & BARILARO (1993).
Il limite settentrionale dell’Arco Calabro secondo alcuni Autori (AMODIO
MORELLI et alii,. 1976) è posto lungo una fascia di deformazioni tettoniche a trascorrenza sinistra presenti in Calabria settentrionale e nota come “Linea di Sangineto” (coincidente con il limite inferiore del Foglio), mentre quello meridionale è
collocato in una corrispettiva fascia di deformazione in Sicilia orientale “Linea di
Longi-Taormina”. Secondo altri Autori (IETTO et al., 1992) la Linea di Sangineto
non corrisponde al limite dell’Arco e la stessa è una discontinuità regionale che,
con componente prevalente di dip-slip, disseca l’Arco medesimo.
In molte interpretazioni (ARGAND, 1922; CAREY, 1955; BOCCALETTI & GUAZZONE, 1972; BARBERI et alii. 1973; DEWEY et alii, 1973; ALVAREZ et alii, 1974;
CHANNEL & D’ARGENIO, 1980; MANTOVANI et alii, 1982; GLANGEAUD, 1952; CAIRE
et alii,, 1960; GRANDJACQUET et alii., 1961; OGNIBEN, 1969, 1973; HACCARD et alii,
1972; AMODIO MORELLI et alii., 1976; DUBOIS, 1976;GRANDJACQUET & MASCLE,
1978; BONARDI et alii, 1982a) l’Arco Calabro-Peloritano è sempre considerato
come un elemento unitario; in altre è stato suddiviso in due settori: settentrionale
e meridionale, separati da un ipotetico lineamento tettonico posto in corrispon-
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denza della stretta di Catanzaro (SCANDONE, 1979; BONARDI et alii, 1980, 1982;
TORTORICI, 1982; BOCCALETTI et alii, 1984; VAI, 1992).
L’edificio a falde della Calabria settentrionale è stato suddiviso in tre elementi tettono-stratigrafici principali (OGNIBEN, 1973; MORTEN & TORTORICI, 1993
e referenze citate) in cui sono state distinte differenti Unità tettono-metamorfiche
(AMODIO MORELLI et alii, 1976; SCANDONE, 1982; MESSINA et alii, 1994), che sono
dal basso verso l’alto:
- Complesso delle Unità Appenniniche;
- Complesso Liguride;
- Complesso Calabride.
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L’elemento più profondo è formato da rocce carbonatiche e silico-clastiche di
età mesozoica che in letteratura sono attribuite all’Unità di S. Donato e da rocce
prevalentemente carbonatiche mesozoico-terziarie appartenenti all’Unità di Verbicaro che, insieme all’Unità del Pollino, costituiscono il Complesso delle Unità
Appenniniche.
L’unita di S. Donato si può ritenere equivalente al Trias metamorfico descritto
da QUITZOW (1935), all’Unità di S. Donato di AMODIO MORELLI et alii (1976) e
all’Unità di S. Donato di IETTO et alii (1992) e IETTO & BARILARO (1993).
Essa è alla base delle coltri Calabridi ed appenniniche ed è costituita da
una successione di terreni metamorfici in facies degli scisti verdi con alla base
un membro terrigeno-carbonatico di età Anisico-Ladinico ed alla sommità un
membro calcareo di età Ladinico-Carnico.
L’Unità costituisce i maggiori rilievi del settore nord-orientale della Catena
Costiera, quali quelli compresi nella dorsale data dall’allineamento M.te Caramolo-Cozzo del Pellegrino-La Mula, ricadenti all’interno dei fogli 542 (Verbicaro) e 543 (Cassano allo Ionio).
L’Unita di Verbicaro è costituita da una successione sedimentaria carbonatica
estesa dal Trias medio al Miocene inferiore, è posta geometricamente al disopra
dell’Unità di S.Donato (il contatto tra le due unità in letteratura è molto controverso considerato di natura tettonica o stratigrafica).
La porzione basale triassica è limitata al Norico-Retico, ed è rappresentata
dalla “Dolomia Principale” e la successione superiore è di natura evaporitica e
vulcanoclastica (DI GIROLAMO et alii, 2000) mentre la successione GiurassicoMiocene inferiore è rappresentata per lo più da successioni miste terrigeno-carbonatiche in facies transizionali piattaforma-bacino.
L’Unità è la più alta tra le coltri dell’Appennino calcareo e corrisponde
alla “serie a selce” di GRANDJACQUET (1962) o alla porzione non metamorfica
dell’Unità di Campotenese di BOUSQUET & GRANDJAQUET (1969). Rappresenta
quello che OGNIBEN (1969) descrive come Complesso Panormide.
AMODIO MORELLI et alii, (1976) la accorpano all’Unità Alburno-Cervati ed
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attribuiscono all’Unità di Verbicaro un carattere transizionale ed una posizione di
margine interno della Piattaforma Campono-Lucana.
IETTO et alii, (1992) riconoscono un raddoppio tettonico dell’intera successione dolomitica tardo-triassica e la suddividono in 2 subunità: una inferiore,
“subunità di Mormanno”, ed una superiore, “subunità di Serramale”, entrambe
comprendenti un periodo che va dal Trias dolomitico all’Eocene.
L’Unità di Verbicaro e la porzione stratigraficamente soggiacente delle dolomie Norico-Retiche, affiorano immediatamente a SE della “Linea del Pollino”
auct. e costituiscono l’ossatura geologica di alcuni tra i maggiori rilievi del settore occidentale della Catena Costiera, quali: i rilievi montuosi del “gruppo” del
Montea, Sasso dei Greci, Pietra del Gisso, M.te la Caccia e Serra Cammaroso.
Il Complesso delle Unità Appenniniche appena descritto è stato coinvolto nel
Miocene inferiore nella collisione tra la placca Iberica e quella Africana ed attualmente costituisce la Catena Appenninica Africa-vergente (CRITELLI, 1999 e referenze citate). Secondo altri (COWARD & DIETRICH 1989; IETTO & BARILARO 1993;
KNOTT 1987) l’orogene Arco Calabro sarebbe l’esito di una tettogenesi alpidica a
vergenza unitaria da O verso E.
Nella successione delle unità dell’Arco, al di sopra degli elementi “appenninici”, l’elemento intermedio è composto da due Unità ofiolitiche/ofiolitifere
mesozoiche con relative coperture sedimentarie, e da un’Unità epimetamorfica
sedimentaria di bacino profondo (Complesso Liguride o delle Unità Alpine), che
dal basso verso l’alto sono: l’Unità del Frido, l’Unità ofiolitica inferiore (Unità
di Diamante Terranova) e l’Unità ofiolitica superiore (Unità di Malvito) (AMODIO
MORELLI et alii, 1976; SPADEA, 1980; BECCALUVA et alii, 1982).
Queste rappresentano i resti dell’oceano Tetideo, sono infatti costituite da
pezzi strappati e rielaborati di crosta e copertura sedimentaria di fondo oceanico
(DE ROEVER, 1972; LANZAFAME et alii, 1979; BECCALUVA et alii, 1982; GUERRERA et
alii, 1993; CELLO et alii, 1996a).
Tali Unità sono state coinvolte in processi di subduzione seguiti da collisione
continente-continente. I dati strutturali e stratigrafici (ALVAREZ, 1976; CARRARA
& ZUFFA, 1976; DIETRICH, 1988; CELLO et alii, 1991, 1996) indicano che questi
processi sono stati attivi durante il preLuteziano con polarità europea (direzione
di trasporto tettonico verso W-NW) (CELLO et alii, 1991). Per contro, COWARD
& DIETRICH 1989 e KNOTT 1987 come già detto, riconoscono anche per le Unità
Alpine un’unica vergenza da O verso E e le collocano in un prisma di accrezione
attivo per tutto il Paleogene.
L’Unità del Frido corrisponde alla formazione del Frido di VEZZANI (1968) e
si identifica con il flysch argilloso-filladico di IPPOLITO & LUCINI (1957); all’Unità
del Frido di AMODIO MORELLI et alii., (1976) o all’Unità Interne tetidee (IETTO et
alii, 1992).
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Nell’area del Foglio affiora come unità più bassa dell’edificio alpino e d è
osservabile estesamente nella porzione centro-settentrionale del Foglio, in prossimità dell’abitato di Verbicaro, ed inoltre lungo una stretta fascia collinare di
raccordo tra la Catena e la fascia costiera e al margine inferiore del foglio in destra
idrografica al T.te Sangineto.
La successione, affetta da blando metamorfismo, talora al limite con la diagenesi, è costituita da: fitta alternanza di argilloscisti, quarzoareniti, grovacche, calcareniti e calcari cristallini. VEZZANI (1968) attribuisce l’Unità al Cretacico inferiore (Neocomiano-Aptiano), mentre AMODIO MORELLI et alii, (1976) la datano al
Cretacico superiore.
L’Unità di Diamante-Terranova (o Unità ofiolitica inferiore), istituita con tale
denominazione in AMODIO MORELLI (1976), è formata da metabasiti, serpentiniti
e da una copertura sedimentaria costituita prevalentemente da calcescisti, calcari
cristallini e filladi (HOFFMANN, 1970; SPADEA et alii, 1980; CELLO et alii, 1991;
MORTEN & TORTORICI, 1993; MORTEN, 1993) di età Cretacico inferiore (LANZAFAME
& ZUFFA, 1976) o Giurassico-Cretacico inferiore (AMODIO MORELLI et alii, 1976).
La geometria dei rapporti nell’edificio orogenico, mostra quasi sempre l’Unità
in questione compresa tettonicamente tra l’Unità del Frido, alla base, e l’Unità
di Malvito in sovrapposizione ed affiora nel settore sud-occidentale del Foglio,
presso Diamante.
L’Unità di Malvito (o Unità ofiolitica superiore)
Dell’Unità di Malvito, quale successione litostratigrafica distinguibile nell’insieme delle coltri di ricoprimento dell’orogene Arco Calabro, i primi dati si
ritrovano in DIETRICH (1976) e in AMODIO MORELLI et alii (1976) là dove viene
individuata anche come unità tettonica. La posizione geometrica del sistema a
falde dell’Arco, viene individuata tra l’Unità di Diamante-Terranova, alla base
e l’Unità di crosta continentale profonda denominata Unità di Polia-Copanello.
Il basamento dell’Unità è costituito da metabasalti frequentemente porfirici,
con strutture a pillow localmente ben preservate e metaialoclastiti. La copertura
sedimentaria è formata da peliti, calcescisti, radiolariti verdi e rosse, calcari a calpionelle (DE ROEVER, 1972; DIETRICH, 1976; LANZAFAME & ZUFFA, 1976; SPADEA
et alii, 1980; PILUSO, 1997). L’età della sequenza è Titonico-Neocomiana (LANZAFAME & ZUFFA, 1976) o Giurassico-Cretacico inferiore (Amodio Morelli et alii,
1976). Il metamorfismo è di grado più basso delle precedenti facies degli scisti
verdi (AMODIO MORELLI et alii, 1976).
Anche questa affiora nel settore sud-occidentale del Foglio, presso Diamante,
al margine inferiore del foglio in destra idrografica al T.te Sangineto e costituisce
per intero l’Isola di Cirella.
Infine, l’elemento posto in posizione geometrica più elevata è costituito da una
sezione continua di crosta continentale (Complesso Calabride), strutturatosi in
età tardo-Ercinica con relativa copertura sedimentaria Mesozoica (Unità di Longobucco) (MESSINA et alii., 1994; PILUSO & MORTEN, 1999). Non esiste accordo
generale sul significato e sulla posizione paleogeografica di questo elemento.
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Nell’ambito del Complesso Calabride AMODIO MORELLI et al., (1976)
hanno distinto quattro Unità tettono-metamorfiche geometricamente sovrapposte
dal basso verso l’alto secondo il seguente ordine: Unità di Bagni, Unità di Castagna, Unità di Polia-Copanello e Unità di Stilo.
Nell’ambito del Foglio il Complesso Calabride è rappresentato esclusivamente da piccoli lembi di rocce d’alto grado metamorfico, afferenti all’Unità di
Polia Copanello ovvero a parte della “Formazione dioritico-kinzigitica” Auct.
(NOVARESE, 1931).
Le rocce sono costituite esclusivamente da: gneiss biotitico-granatiferi a sillimanite, con rari ammassi di anfiboliti e pirosseno-anfiboliti, nonché gneiss granitoidi.
Tali termini affiorano prevalentemente al margine inferiore del Foglio rilevato.
Trasgressiva su tutto l’edificio giace una successione, che da sedimenti prevalentemente terrigeno-carbonatici (Tortoniano) evolve ad una sedimentazione di
tipo detritico-evaporitica (Messiniano) (PERRONE et alii, 1973; PERRI, 1996-97) ed
è chiusa da argille siltoso-marnose grigio-azzurre del Pliocene inferiore-medio.
I depositi alto-miocenici affiorano al pedemonte della Catena e caratterizzano
il bordo occidentale del Bacino del Crati, mentre i sedimenti pliocenici costituiscono parte del riempimento della Valle stessa e la base dei depositi altopliocenici
e quaternari.
Per la porzione della Valle del Crati ricadente nel Foglio, i depositi della
successione sedimentaria marina e transizionale del Pleistocene (dal Santerniano
al Pleistocene superiore probabile), affiorano lungo la valle del Fiume Esaro, nel
settore centro-orientale del Foglio, da Malvito a Spezzano Albanese.
Questa successione, nel suo complesso affiorante per spessori di circa 400 m,
è rappresentativa di un ciclo trasgressivo-regressivo completo (VEZZANI, 1968).
Tale ciclo è discordante con le sottostanti argille del Pliocene inferiore. Autori più
recenti (CAROBENE et alii, 1997) riconfermano il ciclo trasgressivo-regressivo di
VEZZANI e nello stesso riconoscono 5 sequenze deposizionali d’ordine inferiore,
ognuna caratterizzata da tratti trasgressivo-regressivi.
RUSSO & SCHIATTARELLA (1997) infine riconoscono 2 cicli sedimentari
distinti. Numerosi altri autori trattano aspetti differenti del corpo sedimentario
pleistocenico e, di questi, tra i più recenti: per la sedimentologia COLELLA (1988);
per la biostratigrafia, YOUNG & COLELLA (1988); per la geologia strutturale,
TORTORICI (1982), TURCO et alii. (1990).
La successione è caratterizzata da una formazione conglomeratico-sabbiosa
di base alla quale fa seguito una formazione argilloso-siltosa del SanternianoEmiliano.
I depositi regressivi (del Pleistocene medio-superiore) sono costituiti da successioni, generalmente sabbioso-conglomeratiche o ghiaiose, riferibili essenzialmente a depositi di delta conoide, terrazzati in più ordini (CAROBENE et alii, 1989).
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III - ASPETTI GEOMORFOLOGICI
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Il territorio compreso nel Foglio Cassano allo Ionio si estende, nella quasi
totalità, in sinistra orografica della Valle del Crati, dalla quota d’alveo al lago
di Tarsia (62 m s.l.m.), fino quasi alla culminazione topografica della Catena
Costiera Calabrese: a comprendere Monte Caramolo (1827 m s.l.m.) e Cozzo del
Pellegrino (1987 m s.l.m.).
In particolare comprende oltre il 70% del sottobacino idrografico del F. Esaro,
tributario da sinistra del Fiume Crati. All’interno del Foglio, confluiscono nel F.
Esaro da sinistra i tre maggiori corsi d’acqua, e precisamente, da S a N: F. Occido,
T.te Grondo e F. Garga, e da destra il F. Follone.
In questo contesto due entità morfologiche sono nettamente distinte:
- quella montuosa che con versanti acclivi si sviluppa mediamente dai 500 m
in su, tra i 1000 e i 1300 m e quindi alle culminazioni orografiche di Monte
Caramolo (1827 m) e Timpone della Magara (1701 m). I maggiori rilievi
della Catena Costiera (Monte Pellegrino, 1987 m e Monte La Mula, 1935 m
s.l.m.; Fig.2) lambiscono il bordo occidentale del Foglio. L’asse della catena
è orientato nettamente NE-SO
- l’area pedemontana che dai 5-600 m degrada lentamente a oriente verso il
corso del Crati e quindi la costa ionica di Sibari.
La separazione tra pedemonte e Catena, qui intesa in senso orografico, è
individuata da una struttura morfotettonica corrispondente alla lunga fascia di
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Fig. 2 - Panoramica dei maggiori rilievi di catena: Monte Muletta a sinistra e, a destra, Monte La
Mula. Il limite con il contiguo Foglio Verbicaro coincide quasi con la linea di spartiacque.
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fagliamento tensivo che in direzione NE-SO, allineata con la direzione di Catena
(NO-SE dal Caramolo a N, al Montea a S), ribassa ad oriente i terreni più teneri
di copertura (formazione del Frido) e della trasgressione neogenica. Su questi,
ancora più verso oriente, si sovrappongono i sedimenti silico-clastici grossolani
quaternari, marini e continentali.
Il sistema idrografico è tutto orientato OE e individua in grande un ampio
ventaglio di testata i cui sottobacini convergono progressivamente nei suddetti
quattro corsi principali (Garga, Grondo, Coscile, Follone) a loro volta confluenti
nell’Esaro e quindi nel Crati.
La separazione morfologica Catena-pedemonte è da ricondurre inoltre a una
netta diversificazione litomeccanica dei terreni corrispondenti:
- per la Catena: i complessi calcarei, calcareo-dolomitici e filladici mesozoici
e paleogenici;
- per il pedemonte: la successione argilloso-areanceo-calcarea (formazione
del Frido); arenarie tenere, argille e gessi miocenici; puddinghe, sabbie e
argille mio-plio-pleistoceniche; conglomerati sciolti, ghiaie e sabbie grossolane terrazzate pleistoceniche; alluvioni fluviali del Crati e dell’Esaro.
Essendo la tettonica il motivo determinante della separazione Catena-pedemonte, è consequenziale nel dettaglio una marcata articolazione morfologica
della fascia tettonizzata corrispondente. Vale a dire che speroni rocciosi bordati da
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faglie si incuneano nel pedemonte, formato da terreni più teneri; così come lembi
di complessi sedimentari a componente argillosa raccordano con profilo continuo
gli aspri versanti montuosi con le blande morfologie prevalenti nel pedemonte.
Analogamente alla diversificazione di dettaglio dei profili morfologici trasversali (O-E) tra Catena e pedemonte, anche in senso altimetrico e in direzione
meridiana (SO-NE) è molto variabile l’emergenza al suolo delle faglie bordiere,
sì che le quote che individuano la giunzione tra il piede dei versanti di Catena e
le colline del pedemonte variano da minimi sui 300 m, nei settori meridionali (S.
Sosti; Policastrello), a massimi tra i 600 (Lungro) e i 700 m (Acquaformosa) nei
settori settentrionali.
Nelle aree di pedemonte, due alti strutturali riportano in affioramento corpi
geologici “di Catena” mesozoici. Ciò avviene al bordo di NE del Foglio in corrispondenza dell’abitato di Cassano allo Ionio, e al bordo di SE, in corrispondenza
degli abitati di Tarsia e Spezzano Albanese. Anche su queste aree, però, la morfologia d’insieme non assume caratteri di catena montuosa quanto invece continua
il carattere collinare del pedemonte e le quote non superano i 300 - 350 m rispettivamente presso Tarsia e Spezzano Albanese, ed i 660 m, in porzioni limitate, sui
piani sabbioso-conglomeratici a monte di Cassano.
La fascia altimetrica dei 900-1000 m per le aree in questione può considerarsi
come il limite di separazione tra le più antiche e mature morfologie della Catena,
a monte fino ai quasi 2000 m di Cozzo del Pellegrino, e le morfologie più giovani
e incise, a valle fino ai margini della Piana costiera di Sibari.
Tuttavia, non si rilevano in Catena esempi di reticoli idrografici antecedenti
ma tutti i corsi di testata dei vari sottobacini presentano andamenti conseguenti al
sollevamento. Gli unici elementi di “senilità” del rilievo vanno ormai riconosciuti
nella presenza di campi tettono-carsici nella frequenza di forme di carsismo epigeo
e, subordinatamente, nei profili arrotondati di alcuni rilievi sommitali non ancora
intaccati dal ringiovanimento erosivo più recente (area montuosa compresa tra
Campolongo, Cozzo del Pellegrino, Campo di Novacco e più a N, Campotenese).
I campi tettono-carsici maggiori, tutti al di sopra di quota 1000 m, sono quelli
di Campolongo (1350 m) a monte di Lungro e Piano del Minatore (1350-1400 m)
tra Serra della Lupara, Timpone della Magara e Schiena di Rossale nel settore NO
del Foglio. Entrambe queste spianate, orientate N-S, circa 500 m in larghezza e
lunghe al massimo 2 km, sono marginate da fasce di frattura allineate col sistema
NO-SE, sono colmati da terre rosse e modeste conoidi di detriti di versante e,
specie ai bordi, mostrano allineamenti di piccole doline. Entrambe sono prive
di reticoli idrografici attivi se non quelli tipici di depressioni endoreiche prive di
alimentazione idrica perenne.
Altra relativa depressione montana è quella del Piano di Tavolara, al bordo
nord- occidentale del Foglio (qt. 1200 m circa). Questa depressione appare però
controllata essenzialmente da motivi tettonici (probabile faglia transtensiva) i
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quali accostano i carbonati triassici di Cozzo della Schioppettata con le filladi di
Schiena di Rossale. Inoltre ai bordi del Piano di Tavolara numerose sorgenti di
contatto per portate complessive superiori ai 100 l/sec individuano il più attivo
ramo di testata del Fiume Argentino.
Molto diffuso è il carsismo epigeo espresso nella grande prevalenza da doline
e subordinatamente da campi solcati sommitali di Cozzo del Pellegrino; Cozzo
della Schioppettata; Serra Cuparelli). Le doline, talora allineate per decine di
forme, sono in genere sviluppate lungo linee di faglia o fratture. Tale è il caso
degli allineamenti NE-SO da Pizzo Cavallo a Cozzo del Trono sui versanti est
di Monte La Mula; gli allineamenti (N-S e NE-SO) lungo il Piano di Rose (versante est di Cozzo del Pellegrino). Campi diffusi di doline molto mature (quasi
peneplanate) e piccoli polje si ritrovano infine nelle aree sommitali di Cozzo del
Pellegrino, Serra Paratizzi e Cozzo del Mangano.
Doline isolate o in modesti allineamenti (4-5 forme) si ritrovano, inoltre, un
po’ su tutti i corpi carbonatici di spessori significativi e in particolare sui versanti
orientali di Serra Ceraseto a monte di S. Sosti; Contrada Casiglia, alla base est
di Monte La Muletta; lungo il Piano di Lanzo, sul versante S di Cozzo del Pellegrino, Serra Cuparelli e aree sommitali di SE di Monte Caramolo.
Alquanto scarse sono le evidenze di carsismo ipogeo, sia fossile che attivo,
salvo che il sistema carsico delle Grotte di S. Angelo, presso l’abitato di Cassano
e lungo le valli più profondamente incise nei corpi carbonatici, come Valle Rosa,
Valle Scura e Valle Garga. Lungo la prima (Valle Rosa) si ritrovano a varie quote,
dai 50 ai 700 m sulla quota d’alveo, numerosi condotti o piccole grotte carsiche
(specie lungo la cerniera della grande piega di Pietra dell’Angioletto) non più
attivi e ricchi di concrezioni stalattitiche.
Lungo l’alveo sono altresì presenti manifestazioni di carsismo attivo specie
nei 500-600 m a cavallo tra i due fogli contigui Cassano allo Jonio e Verbicaro,
tra quota 250 e 500. Lungo l’incisione che scende da Acqua di Frida, al bordo S di
Schiena delle Monache, una bella sorgente carsica scaturisce, in sinistra orografica, da una profonda grotta alta circa 2 metri e totalmente rivestita da una spessa
crosta di calcite, circa a quota 500 m. Su Valle Garga condotti carsici non attivi
si aprono sulla scarpata sinistra della profonda gola incisa in calcari e dolomie
all’altezza dei ruderi di S. Maria La Nova.
A sistemi di circolazione carsica profonda vanno infine ricondotte anche
molte delle sorgenti emergenti lungo i versanti sia della Mula che di Cozzo del
Pellegrino. Su queste però è difficile discriminare l’effetto della tettonica e principalmente l’effetto dei contatti tra permeabile e solubile (carbonati) e impermeabile (filladi).
Contatti, questi, ovunque presenti in Catena sia tra una formazione e l’altra
che nell’ambito di una stessa formazione carbonatica carsificabile, riferibile ad
una sedimentazione mista (carbonatica e silicoclastica), sia pure con percentuali
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Fig. 3 - Apertura di grotta carsica con inghiottitoio nei metacalcari di Monte Faghitello
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degli apporti sedimentari molto variabili nelle diverse successioni. Da misure
effettuate, sembra comunque sostenibile un’origine carsica per tutto il complesso
sorgentizio di Tavolara (brevità di tempi di ritardo tra piogge e aumento di portata). Più legate a limiti di permeabilità indefiniti appaiono, per contro, le sorgenti
maggiori sui versanti orientali della Mula: Acqua Marcia, Acqua di Frida, Acqua
di Tardea, Fonte Gicilillo, nonché Acqua Marchesano e Acqua di Magnesio sui
versanti meridionale ed orientale di Cozzo del Pellegrino. Lo stesso sembra
potersi affermare per le sorgenti prossime al contatto carbonati-filladi sui versanti
meridionale ed orientale di Monte Caramolo, nonché per le emergenze lungo la
Valle di Rossale.
Nel settore di Catena al bordo meridionale del Foglio sono certamente dovuti
a limite di permeabilità definito la Sorgente Follorito (gneiss sovrapposti a calcescisti) e a tamponamento (per soglia sovraimposta) le grosse emergenze di Capo
d’Acqua (tra S. Sosti e S. Agata d’Esaro) emergenti lungo la faglia ad alto angolo
che accosta i carbonati della Catena ai depositi argilloscistosi del pedemonte.
Sorgenti con doppio picco della portata annuale (aprile, ottobre) sono infine
quelle che alimentano il piccolo acquedotto di Capomazza, 2 km a N di Policastrello, per le quali vanno ammessi percorsi sotterranei molto lunghi con possibilità di travasi tra acquiferi profondi in fase di piena.
Al di sotto della fascia altimetrica dei 900-1000 m, il ciclo erosivo della
Catena presenta tutti i caratteri di fase giovanile: le valli si impostano sulle linee
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di massima pendenza e tendono a incassarsi profondamente, fino a dar luogo a
vere e proprie forre laddove incidono i corpi carbonatici più rigidi prima di aprirsi
sul pedemonte. Qui sono frequenti i tratti incassati con ripetute variazioni della
linea d’alveo ad angolo retto, a seguire incroci di faglie o fratture: Torrente Ceraseto dai 900 m alla confluenza con l’Occido a Policastrello; Vallone di Vallescura
a quota 800 m e quota 500 m circa; Fiume Occido all’altezza di S. Donato di
Ninea; torrente Grondo nel tratto dagli 800 ai 600 m; torrente Garga nel tratto tra
Monte Trieste e la forra di Saracena.
Lasciati gli aspri versanti orientali della Catena, i lineamenti del paesaggio
mutano bruscamente e il rilievo assume aspetto nettamente collinare con profili
topografici più continui e meno incisi.
Un allineamento di abitati segue la base dei rilievi e si sviluppa anch’esso in
direzione NE-SO: da Saracena, a N, a S. Sosti a S, per Lungro, Acquaformosa, S.
Donato di Ninea e Policastrello.
Da qui verso oriente (Piana di Sibari) sui termini mesozoici della Catena o sul
complesso flyschoide del Frido, entrambi ribassati dalla tettonica tensiva recente,
ben si conserva tutto il sistema sedimentario neogenico, dai termini arenaceoconglomeratici della trasgressione tortoniana (già presente con lembi relitti al
Campiello di Serra Ceraseto, quota 950 m e Tavolara, quota 1200 m) al complesso silico-clastico plio-pleistocenico fino alle ampie vallate alluvionali attuali
e recenti.
Limitati episodi di sedimentazione calcarea e calcareo-marnosa miocenica
costituiscono piccoli rilievi (p.e. Cozzo Arcomanno, 4 km a E di Policastrello)
i quali si elevano bruscamente sulle blande colline circostanti formate da terreni
sciolti, spesso argille tenere, facilmente erodibili.
I corsi d’acqua maggiori tendono ad riempire i fondovalle con corpi alluvionali stabilizzati, talora anche debolmente reincisi.
L’attività antropica tende a modificare e controllare le fisiografie fluviali,
specie con impropri interventi di costrizione (argini, per lo più) e conseguente uso
agricolo e non solo delle antiche aree golenali. In diversi punti le condizioni di
rischio di alluvionamento di aree produttive per cause antropiche sono evidenti:
l’Esaro e l’Occido all’altezza di Roggiano Gravina; il Grondo alla confluenza
con l’Esaro; l’Esaro dopo la confluenza con il Follone; il Garga tra Cassano e
Lauropoli.
All’interno del Foglio Cassano allo Jonio e più precisamente nel ventaglio di
confluenze del Coscile-Esaro, dalla stazione di Cassano verso la Catena, l’intervento antropico di correzione dei corsi fluviali è di particolare incidenza e rischio
dal momento che i due rialzi morfologici di Tarsia-Spezzano Albanese a S e Cassano a N costringono la convergenza su un unico corso (il Coscile o Sibari) e su
una luce di poco superiore a 1 km, un sistema idrografico esteso N-S per oltre 40
km (da Frascineto-Morano a S. Martino di Finita) ad E-O per quasi 25 km.
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Resta così evidente come le aree a occidente della congiungente Tarsia-Cassano siano una naturale zona d’accumulo di quasi tutto il trasporto solido del
sistema fluviale che si origina dalla Catena, per cui in eventi meteorologici di
picco gli apporti (solidi e liquidi) possono attendere a volumetrie insostenibili
dagli attuali spazi concessi ai greti attivi e all’unica via di drenaggio lungo il
Coscile.
In termini di trasporto solido, gli alvei del bacino idrografico del Coscile, i
quali come detto esauriscono almeno l’80% delle superfici sottese nell’area del
Foglio Cassano e a monte della stretta Tarsia-Cassano, vengono alimentati non
soltanto dai normali processi di erosione lineare quanto anche dagli apporti in
massa (frane) molto diffusi su tutte le aree del pedemonte. La scarsa consistenza
meccanica dei terreni affioranti, infatti, dal flysch argilloso della formazione del
Frido alle ghiaie e sabbie plio-pleistoceniche sono diffusamente coinvolti in fenomeni di collasso gravitativo, e per lo più in forme superficiali e di modesta volumetria con frequenza stagionale ma talora anche in forme estese e relativamente
profonde. L’una o l’altra delle fenomenologie sono di norma controllate da più
fattori e in particolare:
- proprietà meccaniche dei terreni,
- litologia,
- morfologia ed estensione dei versanti.
L’interazione tra tali fattori favorisce alcune tipologie di franamento che
sovente assumono specificità formazionale, come delineato di seguito:
- formazione del Frido
La costituzione litologica (argille, arenarie, calcari, quarziti) e le vicissitudini
tettoniche subite, imprimono a questa formazione un assetto generalmente caotico eccetto rari e piccoli nuclei relativamente protetti. Sul terreno si osserva di
norma un ammasso costituito da clasti eterometrici (calcari, quarziti, arenarie),
nei quali vene di calcite formano un fitto reticolo, sostenuti da una “matrice” di
fondo argillosa grigia o nerastra. Per quanto l’ammasso corrispondente sia da
ritenere nell’insieme impermeabile, le porzioni più superficiali e detensionate
presentano un’efficace capacità di assorbimento idrico, non fosse altro che per la
frammentazione degli strati più rigidi calcarei e quarzitici. Si individuano, così,
due mezzi meccanicamente differenti: uno esterno, spesso mediamente sui 10
m salvo zone di maggiore tettonizzazione o d’accumulo gravitativo, ed uno più
interno, o sepolto, dove il carico litostatico agente mantiene una maggiore compattezza e impedisce la penetrazione degli agenti atmosferici, specie l’acqua.
Su angoli di pendio che di poco superano i 6-7° e in condizione di adeguata
alimentazione idrica, le coltri esterne della formazione del Frido tendono per gravità ad una generale mobilizzazione che di norma si esprime con fenomeni di
creep lento diffuso sul quale si attivano stagionalmente lame di modesto spessore
e piccole colate. Su pendenze topografiche che superano i 10-15° o su versanti
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particolarmente incisi, le masse in creep evolvono spesso in frane s.s. delle quali
si riconoscono sia le zone di corona che i corpi d’accumulo. Sono in genere delle
frane molto estese e a lenta ma continua evoluzione. Di norma non si riconoscono
geometrie di tipo rototraslazionale.
Nel Foglio Cassano allo Jonio, alla formazione del Frido sono da ascrivere
i maggiori fenomeni franosi quali quelli cartografati nei dintorni occidentali
dell’abitato di Cassano, a E di Lungro, in destra al torrente Grondo lungo la congiungente S. Sosti-Altomonte, a NO di Spezzano Albanese.
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Sedimenti neogenici sciolti
Altro complesso roccioso diffusamente interessato da fenomeni gravitativi di
dissesto è quello rappresentato dalle successioni mio-pleistoceniche, per lo più
negli affioramenti dei terreni argillosi, argille con gessi, sabbie e arenarie tenere.
Le maggiori frane, di solito ben distinte e cartografabili, si localizzano nelle
porzioni più alte del pedemonte e cioè alla base dei rilievi montani, là dove resta
ancora elevata l’energia di versante e il reticolo idrografico incide profondamente
i terreni a bassa resistenza. Così è per le frane attorno S. Sosti, in destra e sinistra
al torrente Occido, così come sulle pendici sottese dai rami di testata del Coscile
a Sibari. In quest’ultima area, costituita quasi esclusivamente da ghiaie e sabbie
plio-pleistoceniche, molti dei dissesti sono da ricondurre a scalzamento per erosione fluviale diretta alle sponde di alvei molto incisi e con pendenze elevate.
Sono, quest’ultime, frane a rapida evoluzione, delle quali i corpi d’accumulo sono
per lo più erosi. Spesso si tratta di piccoli crolli stagionali, molto diffusi realmente
ma di dimensioni non cartografabili, al più dell’ordine di qualche migliaio di m3.
Una diffusa franosità viene infine rilevata nelle argille e argille sabbiose pleistoceniche quali affiorano nelle aree di fondo valle per lo più nel settore orientale
del Foglio (a N di Tarsia, a O di S. Lorenzo del Vallo, a E di Spezzano Albanese)
e in via subordinata ai lati di Valle Esaro all’altezza di Malvito e tra Valle Rosa e
Fiume Occido all’altezza di Mottafollone. Si tratta in genere di lame superficiali
(non oltre 6-7-m in spessore) e colate lungo incisioni nascenti.
In alcune zone all’alimentazione idrica dai complessi sabbioso-conglomeratici superiori si associa, come fattore causale, anche l’erosione fluviale alla base
del pendio: l’Esaro nei pressi di Mottafollone; il torrente tributario di sinistra del
Rosa, tra Serra La Tagliola e Cozzo di Cucco a NE di Malvito.
Complessi metamorfici
Tra i complessi metamorfici, ai fini della stabilità dei versanti assumono significato solo quelli a componente argillosa per alterazione: scisti filladici e filladi della
formazione di S. Donato; calcescisti e micascisti della Formazione di Diamante.
Nelle filladi della formazione di San Donato, due grosse frane si ritrovano sui
versanti subito a monte dell’abitato di Acquaformosa, mentre altrove si rilevano
piccoli dissesti non cartografabili come, p.e., alla base dei versanti meridionali di
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monte del Cozzo del Pellegrino o sui versanti in destra orografica a Valle Scura a
monte di S. Donato di Ninea. Questi dissesti minori sono per lo più legati a piccole sorgenti con emergenza stagionale.
Calcescisti e scisti argillosi danno luogo a fenomeni franosi piuttosto diffusi e
dei quali sono stati cartografati solo i maggiori, sulle colline in sinistra orografica
del Fiume Crati, nel tratto a valle del Lago di Tarsia.
Elemento morfologico caratterizzante il Foglio 543 è infine il diffuso sistema
di terrazzi che interessa, per almeno quattro ordini, i sedimenti pleistocenici
conglomeratici-sabbiosi, nei settori orientali della zona pedemontana. La comprensione dei processi che hanno determinato tale complesso assetto non è però
possibile limitandosi al territorio compreso nel Foglio ma è necessario prendere
in esame col giusto dettaglio tutte le aree che dai versanti meridionali del Pollino
(Foglio 534 Castrovillari), bordano ad E la Catena Costiera fino al mare (Foglio
543 Cassano allo Jonio e 544 Terranova di Sibari) e si estendono a S per la metà
settentrionale del Foglio 551 Bisignano.
A questa scala regionale è possibile ipotizzare la chiusura di un antico bacino
costiero che, almeno nelle sue porzioni più orientali, formava un golfo probabilmente fino al Pleistocene superiore,. Questo era chiuso a N dal sistema montuoso
del Pollino, a O dalla Catena Costiera e a S dalla dorsale oggi limitante il bacino
imbrifero del Fiume Follone. Non vi sono dati di nuovo rilevamento per affermare se tale “golfo” si estendesse ancora più a S fino al valico attuale di Piano
Lago, come sembra probabile dalla comparazione dei sedimenti.
La valle del Crati, da Piano Lago a Tarsia, isola comunque oggi col suo maggiore approfondimento (nel Foglio Cassano a quote medie sui 60 m) il bacino
del Follone (quote medie corrispondenti dai 90 ai 120 m) e porta in evidenza la
dorsale spartiacque sud del bacino imbrifero del Coscile (da Cerreto a Tarsia, fino
a Spezzano Albanese).
Nel domino marino costiero plio?-pleistocenico, oggi in gran parte occupato
dal bacino idrografico del Coscile, si riversano i cospicui corpi sedimentari di fandelta alimentati dal Pollino e in subordine dalla Catena Costiera.
Il sollevamento recente dell’area inizia così a fare emergere questi corpi sedimentari di conoidi deltizie e il susseguente reticolo idrografico ne isola progressivamente le aree sommitali terrazzandole in maniera più o meno netta. In tale fase
emerge l’alto strutturale di Cassano, a N, e di Tarsia Spezzano a S (Siciliano?Emiliano?).
Gli ordini di terrazzi che si riconoscono nell’ambito del Foglio sono essenzialmente quattro dei quali il I è suggerito dalle spianate sommitali del complesso
conglomeratico-sabbioso (SVR4) ormai modellate dall’erosione subaerea nelle
porzioni di bordo.
Gli elementi morfologici del II ordine si collocano a quote attorno ai 650 m e
formano il vasto pianoro in lieve pendenza a N che dalla Costa di Gioia (670 m)
si estende a N verso la valle del Fiume Raganello (Foglio 534 Castrovillari). La
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spianata in contropendenza può essere un effetto rotazionale delle faglie tensive
che bordano a S il massiccio del Pollino (Foglio Castrovillari). Questo I ordine di
terrazzamento è definito in letteratura da VEZZANI (1968) senza, però, descriverne le litologie corrispondenti. Nel caso in questione i sedimenti terrazzati sono
i termini sabbioso-conglomeratici organizzati in sistemi di delta conoide tipo Gilbert. La fase regressiva rielabora tali sedimenti con apporti continentali costituiti
da detriti ciottolosi e terre rosse. Questi depositi assumono di norma spessori
d’ordine metrico i quali, nelle zone meglio conservate, raggiungono valori massimi osservati di 8-10 m.
Successive spianate, raggruppabili in ristretti intervalli altimetrici, marcano le
ulteriori fasi di regressione marina e di riordino del sistema idrografico su nuovi
livelli erosivi di base. La tettonica tensiva che si accompagna, sblocca, a luoghi,
anche gli ordini di terrazzi già costituiti (p.e.: terrazzo in sinistra al torrente Garga).
Gli ordini che si succedono al primo, tra quelli più riconoscibili, sono individuabili nei seguenti intervalli altimetrici:
- II ordine: tra i 300 e i 400 m. Sono queste la vaste spianate che si estendono
tra l’abitato di Firmo e le aree in sinistra Coscile e sono attraversate e incise
dalla valle del torrente Garga. Questo terrazzo viene sbloccato da faglia
tensiva ad alto angolo: N 30°. La maggiore di queste aree, inoltre, quella
cioè in sinistra Garga, mostra una netta inclinazione da SE a NO, ovvero si
ritrova nettamente tiltata e in contropendenza alla morfologia generale del
rilievo. Anche in questo caso è da richiamare come fattore causale la tettonica tensiva tardo pleistocenica che continua il generale sistema di fagliamento bordiero della Catena Costiera (N 40° circa) e del margine S del
Pollino (N 120° circa);
- III ordine: tra i 200 e i 300 m. Le spianate riconducibili a quest’evento sono
quelle a S e a S-O dell’abitato di Cassano le quali inclinano tutte a S, in
buona concordanza con i profili generali del rilievo attuale e gli andamenti
delle valli fluviali maggiori. E’ questo tuttavia un ordine mal definito in
quanto gli orli sono quasi sempre demoliti e rettificati e le quote, stante una
continuità del profilo topografico, si estendono verso valle fino ai 150 m
circa (aree tra valle del Coscile e Cassano) o superano i 300 m fino ai 340 di
Masseria Bellizzi in destra alla valle del Coscile. Anche alcuni dei terrazzi
del 2° ordine si presentano di poco sbloccati da faglie tensiva ad alto angolo
con direzione prevalente NE-SO (colline in destra al torrente Grondo presso
l’abitato di Picara).
- IV ordine: tra i 100 e i 200 m. E’ questo l’ordine più basso topograficamente e meglio conservato nei suoi margini nettamente incisi. Le spianate
corrispondenti si ritrovano sul settore orientale del Foglio, lungo le colline
in destra alla valle dell’Esaro a N di Spezzano, nonché lungo la collina di
Costa del Diavolo in destra al torrente Tiro e in destra e in sinistra al torrente
Marinella a E di Firmo.
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Gli accumuli di conoide, in tutta l’area del Foglio, sono del tutto scarsi e
ove esistenti abbastanza modesti. Infatti, piccoli coni di detrito si ritrovano frequentemente solo ai bordi del lago artificiale di Tarsia, attivo, come tale, dagli
anni ’50. Altre due piccole conoidi si ritrovano allo sbocco di Valle del Corvo,
tributaria di sinistra del Fiume Occido. L’assenza di conoide, nonostante la forte
alimentazione in detriti del pedemonte da parte della Catena e per in parte anche
dal Pollino, è da ricondurre al fatto che i corsi fluviali, allo sbocco delle valli
montane, là dove riducono sensibilmente le pendenze d’alveo, si trovano ancora
costretti tra le colline del pedemonte. Per tale fattore i corsi d’acqua conservano
un’elevata energia di trasporto e tendono così a distribuire gradualmente il loro
trasporto lungo le fasce golenali man mano che queste si allargano verso oriente e
cioè subito a ridosso della stretta del Coscile tra Spezzano e Cassano.
Comunque, per l’intero reticolo idrografico del Foglio, il livello di base più
efficace ai fini del deposito dei sedimenti di piena ricade nell’adiacente Foglio
topografico 544, Terranova di Sibari.
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IV - STRATIGRAFIA
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La ricostruzione stratigrafica operata mediante una meticolosa e paziente lettura sul terreno di brandelli di successioni certe, non elimina tutti i dubbi e le
incertezze che sempre sono esistite sulla geologia dei terreni affioranti alla giunzione dei domini: Arco calabro a S e Appennino a N. L’elemento di maggiore
peculiarità è senza dubbio l’inserimento stratigrafico del complesso della Dolomia principale Auctt. In una serie sostanzialmente metamorfica sia pure di basso
grado estesa dal Trias inferiore al Miocene Inferiore. Tuttavia, si descrivono di
seguito le varie unità litostratigrafiche così come affiorano sul terreno dal basso
verso l’alto. In tale ricostruzione è coerente tutto l’insieme fossilifero via via
rinvenuto, sia macro (Mesozoico) che micro (Cretacico-Cenozoico)
1. - FORMAZIONI ANCHIMETAMORFICHE
I terreni di seguito descritti presentano fattori che rendono molto problematica
l’interpretazione e la ricostruzione d’insieme delle formazioni, data la forte frammentazione dei corpi in successione e l’infittirsi delle discontinuità tettoniche che
accostano porzioni anche di altezze cronostratigrafiche differenti con facies diverse.
Quanto detto porta a non poter escludere che porzioni di successione con
evidenze metamorfiche non distinguibili sul terreno, possano costituire volumi
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protetti dalla deformazione e/o volumi che per litologia di origine mal registrano
(calcari e specie dolomie) un metamorfismo blando. Per tale motivo si ritiene
di dover considerare l’intera successione ricostruibile come a basso grado di
metamorfismo con gradiente fortemente variabile a seconda delle singole vicissitudini deformative.
1.1. - FORMAZIONE DI SAN DONATO DI NINEA (SDN)
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La formazione di San Donato di Ninea (più semplicemente formazione di San
Donato nel resto del testo), che raggiunge spessori complessivi tra i 2500 e i 3000
m, è nel suo insieme espressione di una sedimentazione mista silico-clastica e
carbonatica, estesa in età dal Trias inferiore al Carnico.
La stessa viene riconosciuta sul terreno per peculiarità litologica nonché,
sovente, per caratteri metamorfici (facies degli scisti verdi DIETRICH, 1976) dei
litotipi costituenti: bene evidenti nei termini terrigeni (argilliti filladiche, scisti a
muscovite, metareniti arcosiche), molto meno evidenti negli intervalli calcarei o
dolomitici.
Altra caratteristica d’insieme della successione, a livello d’affioramenti correlabili e d’eguale litologia, è quella di forti variazioni dell’intensità metamorfica,
sì che sequenze dolomitico-marnose vengono a luoghi sostituite da sequenze di
scisti dolomitici a muscovite e metasiltiti a plagioclasi albitici. L’ipotesi di riesumazione tettonica di corpi sedimentari sepolti diviene quindi evidente (IETTO &
BARILARO, 1993).
In termini di discriminazione dei corpi geologici affioranti, per diversità di
grado metamorfico è stato adottato il seguente criterio:
- sono stati cartografati come affetti da metamorfismo tutti quei corpi nei
quali la totalità, o porzioni, delle successioni corrispondenti presentano
paragenesi o associazioni mineralogiche tipiche di ambienti metamorfici,
riconoscibili in laboratorio (vedi schede) o direttamente sul terreno quali:
marcata scistosità, boudinage, differenziati di quarzo, pieghe isoclinali,
strutture milonitiche e quant’altro;
- la semplice ricristallizzazione di alcuni intervalli carbonatici se intercalati
da metamorfiti a livello di sequenza ricostruita, non è stata assunta come
segnale metamorfico quanto invece, in assenza di altri elementi, è stata limitata ad un evento deformativo possibile anche in campo diagenetico;
- non sono stati ascritti a corpi metamorfici certi tutte quelle successioni
che a scala macroscopica, nell’intero sviluppo stratigrafico presentano ben
conservate tracce fossili determinabili, strutture sedimentarie o comunque
caratteri petrologici tipici di ambienti sedimentari.
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Elemento ulteriore che caratterizza l’insieme della formazione di San Donato
è comunque l’intensa tettonizzazione, la quale registra almeno 5 fasi deformative
di cui:
- 2 fasi in chiaro ambiente metamorfico per alcune porzioni di serie, specie
quelle stratigraficamente basali;
- 2 fasi a carattere plicativo non in ambiente metamorfico;
- 1 fase tensiva ultima espressa da due sistemi di fagliamento ad alto e basso
angolo.
Le datazioni, sono del tutto scarse dal momento che la frequente ricristallizzazione oblitera talora la possibilità di determinazione delle forme, le quali
sarebbero per altro ben diffuse, come si rileva dalle tracce (per erosione differenziale) sulle superfici di strato esposte. A livello basale della formazione, un
marker paleontologico è stato finora ritrovato e realmente verificato (IETTO &
ROMANO, 2001): si tratta di un intervallo carbonatico arealmente molto esteso,
costituito da “marmi a Diplopora” per il quale è stata riconosciuta un’età AnisicoLadinico (Fig.4). Una seconda datazione significativa è quella di un giacimento
a piccoli megalodontidi (Cornucardia sp.), attribuito al Carnico e rinvenuto nelle
porzioni dolomitiche terminali della successione, in zone però al di fuori di quella
di rilevamento (Monte Scifarello: BROGLIO-LORIGA et alii, 1993). Altre datazioni,
effettuate su intervalli ascritti alla stessa successione e affioranti in aree prossime,
Fig. 4 - Calcari a Diplopore alla base di Monte Caramolo
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ricadono sempre in età compresa tra gli estremi indicati: Anisico-Carnico (BOUSQUET & DUBOIS, 1967; BOUSQUET, 1971; BONI et alii, 1994); oppure con inizio al
Permiano superiore (GRANDJACQUET & GRANDJACQUET 1962).
Caratteristica della successione è altresì quella di contenere intrusioni magmatiche basiche (MACCIOTTA et alii, 1986) le quali, però, sembrano non attraversare l’intera serie sedimentaria di San Donato. Sul terreno, infatti, non sono stati
ritrovati eventi magmatici nel “Membro Dolomitico Superiore (SDN2)” del quale
si dirà in appresso.
Con tali premesse di ordine generale, si descrive di seguito la formazione
di San Donato (o Trias metamorfico secondo QUITZOW, 1935), così come affiora
nell’area del Foglio 543 (Cassano allo Ionio), nelle sue facies a differente intensità metamorfica e dal basso verso l’alto, nei differenti membri nei quali è stata
suddivisa:
Nel Foglio 543 la formazione di San Donato costituisce le propaggini orientali
dei rilievi di Monte La Mula, Cozzo del Pellegrino e, per intero, il sistema montuoso di Monte Caramolo.
L’intervallo stratigrafico attribuito è Ladinico-Carnico dal momento che tali
piani sono entrambi presenti e determinati a diverse altezze litostratigrafiche. Il
Ladinico, per la presenza di diplopore (tra cui Diplopora nodosa Schafhautl)
rinvenute sporadicamente nei carbonati di Monte Caramolo e per precedenti
datazioni di letteratura (la più recente: IANNACE et alii, 1995). Il Carnico per la
presenza di livelli fossiliferi significativi presenti nella successione di Monte Scifarello e Timpone della Lupara (livelli a Cornucardia e Megalodonti in BROGLIOLORIGA et alii, 1993).
La formazione in questione è stata suddivisa in membri; i primi due sono
di seguito descritti, in quanto hanno caratteristiche di unità anchimetamorfiche,
mentre gli altri tre, che sono stratigraficamente coincidenti e ne rappresentano
gli equivalenti metamorfici, saranno descritti successivamente. L’insieme di
questi ultimi tre membri corrisponde al Trias metamorfico di QUITZOW (1935)
nonché all’Unità di San Donato in AMODIO-MORELLI et alii (1976).Si descrivono
di seguito i primi tre membri nei quali la Formazione di San Donato è stata suddivisa, dal basso verso l’alto:
1.1.1. - Membro di Monte La Mula (SDN1)
Il membro di Monte La Mula comprende tutto l’intervallo calcareo costituente
la porzione mediana dell’intera Formazione la quale viene espressa nella sua
completa estensione dalle facies di basso metamorfismo (SMV) e costituisce per
intero il Monte Caramolo e i rilievi maggiori adiacenti (culminanti nel contiguo
Foglio 542 Verbicaro) di Monte La Mula e Cozzo del Pellegrino.
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Nelle propaggini occidentali di questi due rilievi, la successione inizia con
un intervallo di arenarie medio-fini di colore marrone chiaro, fortemente ossidate
cui si intercalano siltiti e argillo-siltiti grigie (litofacies Acqua di Frida SDN1a).
Col risalire della successione, spessa al più sui 100 m, si alternano gradualmente
calcari grigi in banchi o sottilmente stratificati fino a divenire prevalenti, con
apporti silico-clastici fini ridotti a patine millimetriche o al più a livelli lenticolari
e discontinui sui 15-20 cm massimo.
In questi calcari sono talora presenti, e riconoscibili per erosione sulle superfici esposte, talli algali di dasicladacee (Diplopora sp.) e piccoli bivalvi (Località
Acqua di Frida e Cozzo del Trono). Sono queste delle facies che per litologia e
tracce fossili ben si correlano con le porzioni terminali del membro più chiaramente filladico (SMV1).
Al di sopra delle alternanze descritte, segue in regolare appoggio stratigrafico
una potente successione di calcari grigi ben stratificati, includenti occasionalmente intervalli fogliettati di un’alternanza di carbonati grigio nerastri e argillosiltiti giallastre per alterazione. Lo spessore di questi intervalli raggiunge massimo i 15-20 m. Lo spessore complessivo del membro SDN1 è di circa 1000 m ed
affiora nella sua interezza lungo la dorsale Monte La Mula-Cozzo del Pellegrino
la quale costituisce zona di limite tra i due Fogli topografici 542 (Verbicaro) a O
e 543 (Cassano allo Ionio) a E.
Il contenuto fossilifero è piuttosto scarso e le forme si riconducono essenzialmente a piccoli bivalvi (1-2 cm) ascrivibili ad Avicula sp., Myophoria sp.
Fig. 5 - Piccoli megalodontidi e lamellibranchi tipo Myophoria nella litofacies calcarea superiore
della formazione metamorfica di San Donato
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(frequente M. cf. vestita), gasteropodi e rare piccole forme di ammoniti che non
superano le dimensioni di 2-3-cm.
L’età di questa successione viene ascritta a un intervallo Ladinico-Carnico ed
è comunque compresa tra l’Anisico-Ladinico dei sottostanti livelli a Diplopora e
il Carnico dei sovrastanti banchi a Cornucardia.
L’apporto silico-clastico, anche se fortemente ridotto è comunque presente in
tutta la successione ed è espresso da intercalazioni centimetriche fino a submetriche di arenarie sottili e siltiti avana, rossastre o gialle.
Alcuni degli strati a litologia mista, e cioè formati da una base decimetrica
di calcare nerastro e da una porzione superiore di siltite gialla, sono dei veri e
propri livelli conchigliari, del tutto confrontabili per litologia e tracce fossili ai
noti livelli carnici affioranti nel Trias dell’Appennino calcareo e riportati come
“Complesso a Myophoria” (Monti Picentini - Salerno - in IETTO & COCCO, 1965;
GALDIERI, 1908).
Lateralmente, verso i settori settentrionali del Foglio e cioè verso Monte Caramolo, nonostante la frammentazione degli affioramenti per cause tettoniche, è
chiaramente visibile il passaggio eteropico tra i calcari e le brecce grossolane di
periscogliera con elementi da centimetrici a metrici.
E’ questa la litofacies di Monte Caramolo (SDN1b) nella quale la successione
ladino-carnica conserva anche elementi rappresentativi di grosse biocostruzioni
prevalentemente a spugne ed altri incrostanti, alghe, stromatoliti e dubbie forme
arborescenti attribuibili comunque a organismi coloniali. Al Monte Caramolo, lo
spessore del complesso di scogliera e facies associate raggiunge valori massimi di
300 - 350 m.
Tra le forme fossili riconosciute:alghe Dasycladaceae quali Teutoplorella herculea (Stoppani), Teutoplorella nodosa (Schafhautl); tra i foraminiferi: Ammobaculites sp., Reophax sp..Tra le forme incrostant: spugne quali Sphinctozoa, Colospongia
catenulata catenulata Ott, croste biogeniche (Spongiostromata Auctt.), Tubiphytes
sp.. Tra i coralli sono presenti forme riferibili a Holocoelia toulai Steinmann.
Intervalli calcarei del tipo della successione di Monte La Mula, sono presenti
in eteropia laterale (Serra Cuparelli, Cozzo Barretta, La Carpanosa) oltre che alla
base e al tetto del complesso di scogliera di Caramolo, sia pure per spessori brevi
(5-15 m) lenticolari.
Al tetto del complesso di scogliera i calcari e le siltiti intercalate evolvono
progressivamente a livelli dolomitici avana chiari (Campo di Caramolo) i quali
costituiscono la base del membro stratigraficamente successivo (SDN2).
In località Malivento la successione in esame presenta i caratteri di un
ambiente di mare basso con episodi localizzati di emersione ed erosione delle
aree coinvolte: banchi di dolomie grigie sono sormontate da sedimenti siltosi e o
brecce canalizzate.
I canali erosivi non superano i 30-40cm e le brecce deposte lungo questi sfumano lateralmente a siltite gialla deposta sui solchi emersi (Figg. 6-8).
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Fig. 6 - Intervallo dolomitico superiore della formazione metamorfica di San Donato in contrada
Molivento. I banchi metrici di dolomie sono confinati da livelli lenticolari di brecce poligeniche con
clasti bene arrotondati ma privi di caratteri sedimentari di forte elaborazione di flusso. L’intervallo è
stato interpretato come esito di trasgressione al Trias superiore (Retico?)
Fig. 7 - Malivento. Stesso intervallo stratigrafico delle Fig.9; bene evidenti i tetti formati dalle intercalazioni lenticolari di brecce molto cementate che chiudono dolomie pressoché cataclastiche. In
primo piano sono evidenti piccole lenti di silt giallo che via via sostituiscono le brecce
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Fig. 8 - Livelli dolomitici (Retico?) della formazione di San Donato in contrada Malivento. Ben evidenti piccoli filoncelli sedimentari che si dipartono dalle superfici di strato
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Data la cristallizzazione della siltite, non sono state evidenziate tracce di
continentalità nel deposito. Dal tetto delle bancate dolomitiche, a conferma dei
fenomeni erosivi di un’area emersa, si dipartono in verticale numerosi filoni
sedimentari riempiti da calcisiltite avana chiaro, i quali traversano il banco fino
a 40-50cm.
1.1.2. - Membro di Scifarello-Serra Limpida (SDN2)
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Il nome del membro deriva dai due toponimi dov’è meglio esposta la successione (Serra Limpida F. 542 e T.ne Scifarello F. 543). Il membro terminale della
formazione di San Donato affiora in regolare sovrapposizione stratigrafica e in
tutta la sua estensione nel settore nord-occidentale del Foglio, da Piano di Caramolo a Timpone Fornelli, e culmina stratigraficamente a T.ne Scifarello (circa 1
Km a N del limite del Foglio 543). Entro i limiti del Foglio 543, comprende, come
rilievi maggiori: Timpone della Magara e Serra della Lupara.
La successione tipo si segue da Piano di Caramolo a Piano di Scifarello per poi
salire in ordine stratigrafico verso la cima di T.ne Scifarello (Foglio 534 - Castrovillari), dove si ritrova uno dei pochi passaggi esposti strato-strato della formazione di San Donato ai termini basali della dolomia principale norica (DPR).
Il passaggio tra i membri distinti lungo Serra della Lupara-Piano di Caramolo
è posto nelle dolomie che chiudono il complesso di scogliera di Caramolo alla
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1.1.3. - Filoni di rocce ignee basiche (δ)
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comparsa dei primi livelli conchigliari costituiti da una coquina e piccoli lamellibranchi (megalodontidi fino a 2 cm) e rari gasteropodi indeterminabili.
Le dolomie vengono progressivamente sostituite da un’alternanza, piuttosto monotona, di strati o banchi metrici di calcari grigio scuri; dololutiti grigie
ricche in piccoli megalodontidi; dolosiltiti; marne prive in fossili; siltiti e arenarie
medio-fini che al valico verso Piano Scifarello raggiungono in spessore anche
9-10 m. Al limite del Foglio, alcuni dei banchi di dololutiti grigie conservano una
ricca fauna di lamellibranchi fino ai 4-5 cm nei quali la forma prevalente è Cornucardia hornigi (Bittner) datata al Carnico (BROGLIO-LORIGA et alii, 1993). Sono
presenti altri bivalvi tra cui Parallelodon sp., Arcavicula cf. Aspera (Pichler) e
Myophoriopsis sp.. Tra i foraminiferi sono presenti Glomospirella gr. Kuthani
(Salaj) e Aulotortus friedli (Kristan-Tollmann).
Altro elemento che infine sembra caratterizzare questo membro (“Complesso
dolomitico Superiore” Auct), almeno ai rilevamenti eseguiti, è quello dell’assenza
di manifestazioni magmatiche intrusive, le quali pertanto sembrano esaurirsi nel
complesso calcareo intermedio sottostante.
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Filoni di rocce ignee basiche verdi e nerastre in piccolissimi affioramenti
sembrano localizzate esclusivamente nel membro SDN1, affiorano lungo i versanti
meridionali di M.te Caramolo e lungo il versante orientale di Serra Ferrocinto.
Mesoscopicamente le vulcaniti, fortemente alterate, mostrano una struttura
porfirica dal verde scuro al bruno-ocraceo; in sezione sottile le rocce confermano
tessitura porfirica, con matrice microcristallina, nei quali i fenocristalli sono rappresentati prevalentemente da minerali di olivina, totalmente alterati in serpentino ed iddingsite, plagioclasi, anch’essi alterati in minerali argillosi e sericite,
pirosseni alterati in aggregati di calcite ed ossidi.
1.2. - DOLOMIA PRINCIPALE (DPR)
Il corpo sedimentario già distinto in Calabria settentrionale, come equivalente
della Dolomia Principale alpina (CORTESE, 1895; DI STEFANO, 1896), successivamente attribuito alle Unità Panormidi (OGNIBEN, 1969) o al Trias dell’Unità di
Verbicaro (AMODIO-MORELLI et alii, 1976), per ritornare infine come Trias di Piattaforma Carbonatica o Dolomia Principale (IETTO et alii, 1992; IETTO & BARILARO,
1993) e comunque sempre datato al Norico, è rappresentato da una successione
di dolomie grigie in strati bianchi o intervalli massivi, la quale nel suo insieme
raggiunge spessori anche dell’ordine dei 1500m.
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Questa formazione affiora, per aree piuttosto limitate, alla base dei versanti
orientali della Catena (settore nord orientale del Foglio 543), mentre sui versanti
occidentali costituisce gran parte degli affioramenti a partire dal grosso sistema
montuoso del Monte Montea-Sasso dei Greci-Monte La Caccia.
La Dolomia Principale poggia con evidente concordanza geometrica sulla
formazione di San Donato (Fig. 9). Tuttavia, sul terreno, nonostante la netta
prevalenza dei rapporti geometrici di sovrapposizione della Dolomia sui terreni
sommitali della San Donato, sono alquanto scarse le esposizioni di passaggi stratigrafici continui e indisturbati tra la due successioni. Infatti, anche lì dove la
lacuna stratigrafica è del tutto ridotta o pressoché assente l’appoggio delle dolomie noriche sulla formazione di San Donato al Carnico viene marcato da una
cataclasite dolomitica spessa anche fino ai 50 m e oltre (Campo di Novacco e
Timpone della Magara, p.e., al bordo NO del Foglio 543 Cassano e NE del Foglio
542 Verbicaro).
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Fig. 9 - Evoluzione bacinale nell’intervallo Carnico-Retico
In tale contesto di diffusa tettonizzazione, sono state rilevate tuttavia alcune
sezioni nelle quali è bene esposto il passaggio del membro SDN2formazione di
San Donato () ai termini basali della Dolomia Principale (DPR) come, per esempio, al T.ne Scifarello. Analogamente, in altre sezioni, si rileva la prosecuzione,
verso il basso stratigrafico, della Dolomia Principale ai livelli dolomitici con
brecce poligeniche della terminazione della formazione di San Donato (SDN2b litofacies di Passo dello Scalone). Ciò avviene, p. e., nel Foglio 542 - Verbicaro
alla base orientale del Monte Montea su un affioramento lungo oltre 1 Km.
Ciò porta a considerare un originario rapporto stratigrafico di normale successione continua tra formazione di San Donato e Dolomia Principale, assumendo l’at-
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tuale rapporto di prevalente tettonizzazione come effetto di una differente competenza meccanica e di una differente cinematica di deformazione assunta durante la
tettogenesi sia in fase metamorfica che successiva (IETTO & BARILARO, 1993).
Ciò premesso, si descrivono di seguito le successioni maggiori della Dolomia
Principale affioranti nel Foglio 543.
Nel Foglio Cassano allo Ionio successioni ascritte alla Dolomia Principale
affiorano essenzialmente nel settore nord e precisamente alla base orientale del
Monte Caramolo fino all’abitato di Saracena e ai margini di NO verso il Campo di
Novacco nel contiguo Foglio Castrovillari. Un affioramento più limitato in corrispondenza dell’abitato di Saracena, è legato a un segmento della faglia diretta che
borda ad E l’intera catena verso Valle Crati.
In questi affioramenti la Dolomia Principale presenta essenzialmente due
facies, rispettivamente definite come litofacies Serapodolo (DPRa) e litofacies
Monte La Caccia (DPRb).
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1.2.1. - Litofacies Serapodolo (DPRa)
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Il nome della litofacies deriva dalla località Serapodolo, localizzata a NE
dell’abitato di Buonvicino (F. 542), dev’è meglio esposta la successione. Queste
facies sono riconoscibili un po’ ovunque, sia pure per punti, in tutti gli affioramenti tra Monte Caramolo e Acquaformosa. Anche qui, però, la tettonite, fino a
vera e propria cataclasite, è la consistenza dominante degli affioramenti.
Là dove volumi protetti consentono l’osservazione della facies sedimentaria,
questa comprende le successioni dolomitiche caratterizzate da termini in facies
di slope e di transizione slope-bacino. Tuttavia, non mancano casi nei quali sulle
facies di slope si accrescono piccoli build-up biocostruiti.
Dall’abitato di Saracena fino al limite settentrionale del Foglio, la successione
di slope è caratterizzata da alternanze di dolomie grigio-nerastre ben stratificate
finemente saccaroidi (strati da 10 a 30 cm), dololutiti nere in straterelli, talora
lastroidi o fogliettati con patine siltose giallo-rossastre, doloareniti spesso gradate
con sottili e sporadiche intercalazioni di marne ed argilliti fogliettate nonché da
banchi (1-1,5 m) di brecce con clasti di aspetto loferitico. Grossi volumi canalizzati tipo debris flow e corpi da slumps s’intercalano localmente nella successione.
Gli strati di dolomie grigie e dololutiti nerastre (all’esame in sezione sottile si
rivelano rispettivamente da wackestone a packstone per le prime a mudstone per le
seconde) presentano di norma laminazione interna pianoparallela, di spessore subcentimetrico, posta in evidenza dalle variazioni di tono del colore, da grigio al nero.
Le calcareniti gradate (all’esame in sezione sottile si rivelano packstone e
grainstone), presentano spesso caratteri di torbida distale, sovente dolomitizzate
e di colore grigio chiaro. Agli strati gradati si associano strati e banchi, fino a 4-5
m, di fanghi dolomitici (mudstone prevalenti).
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Nelle bancate di brecce, da sottili (clasti fino a 6-7 cm) a grossolane (clasti oltre
il dm3), preservate dalla ricristallizzazione, i clasti risultano formati da frammenti
bioclastici, quasi sempre saldati da cemento spatico. Tra le forme organiche, presenti nei bioclasti, prevalgono nettamente quelle riferibili a spugne e subordinatamente ad alghe (biolititi algali), coralli coloniali, e individuali, stromatoliti (in
piccoli ammassi) e rari bivalvi, per lo più ostreidi. Sono presenti, altresì, strutture
riconducibili a stromatoporidi e forme incrostanti d’incerta attribuzione.
Nei debris flow sono presenti bioclasti a stromatoliti, pisoliti vadose, coralli,
briozoi e varie altre forme di facies tipo DPRb. Il contenuto fossilifero allo stato
bio-detritico è rappresentato da: coralli, bivalvi (Megalodon sp. , Avicula sp., Gervilia sp.), gasteropodi Worthenia sp.) ed alghe Dasycladacee, forme problematiche tipo Cladogirvanella sp.. Nelle dololutiti sono presenti rare faune a conodonti
tra cui: Epigondolella slovakensis (Kozur).
L’insieme del complesso di slope, nelle sezioni controllate, dove è stratigraficamente limitato a tetto ed a letto dagli altri complessi distinti, presenta uno
spessore massimo sui 500 - 600 m.
L’evoluzione litostratigrafica delle facies di slope (Fig.10), da termini torbiditici distali a bioclastiti e brecce a grossi elementi, porta ad individuare un complesso di scarpata in fase di progradazione (BOSELLINI, 1984; KENDALL, 1981).
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Fig. 10 - Litofacies di Serrapodolo: l’evoluzione litostratigrafica, da termini torbiditici distali a bioclastiti e brecce a grossi elementi, porta ad individuare un complesso di scarpata in fase di progradazione.
1.2.2. - Litofacies Monte la Caccia (DPRb)
Anche in questo caso il nome della litofacies deriva dal M.te La Caccia (F. 542
“Verbicaro”) dove si hanno i migliori affioramenti. Rientrano in questa litofacies
le dolomie grigie, da massive a stratoidi in grossi banchi ed i grossi corpi biocostruiti, formati in prevalenza da organismi incrostanti e coloniali, completamente
dolomitizzati, depositatisi in prevalenti condizioni subtidali e peritidali.
Al limite NO del Foglio la Dolomia Principale si presenta con cataclasiti diffuse e solo verso il Piano di Novacco (Foglio Castrovillari) inizia una normale
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stratificazione in banchi metrici con facies di deposito tidale marcato da livelli
subtidali a megalodontidi e intertidali stromatolitici.
La litofacies è caratterizzata prevalentemente da dolomie grigie massive,
spesso con stromatoliti colonnari e planari, organizzate a luoghi in successioni
cicliche decametriche nelle quali livelli lenticolari ad oncoliti algali e pisoliti
vadose, nonché strutture da disseccamento tipo tepee e banchi loferitici, marcano
dall’intertidale al supratidale. Occasionali intercalazioni di brecce grossolane ad
intraclasti, talora ad elementi piatti, in matrice doloarenitica, potrebbero rappresentare riempimenti di canali di marea.
I corpi biocostruiti, sulla base delle caratteristiche geometriche e dalle microfacies, possono essere interpretati come bioermi a coralli, briozoi, serpulidi e
Tubiphytes sp.. Nel complesso i corpi biocostruiti presentano un’elevata porosità
primaria, con cavità riempite da una prima generazione di cementi fibrosi marini
isopachi, seguita da successive fasi di cementazione sparitica.
Facies tidali o di shelf sono rappresentate prevalentemente da doloareniti e
doloareniti oolitiche e a pisoidi (dove attorno ai grumi di sedimento si accrescono serie alternate di lamine micritiche scure e lamine microspatitiche chiare),
fanghi dolomitici da grigio-chiari o biancastri a grigio-scuri, a tratti caratterizzati
da tappeti algali e laminiti algali a
peloidi, nonché laminazioni algali
duomiformi (Spongiostromata ?).
Sono in queste facies, altresì presenti: brecce, e doloruditi, colonizzati da bindstone a serpulidi e
colonie di Tubiphytes sp..
Le forme fossili più diffuse
sono ascrivibili a:
- megalodontidi, (Megalodon sp.,
Conchodon sp. , Triadomegalodon sp., Diceras sp.), sia in posizione di vita che in accumuli
trasportati.
- Banchi a grossi Megalodon (fino
ai 20 cm e oltre) si ritrovano nel
piccolo affioramento a N di Saracena presso Cozzo Cacarella
e a N di T.ne Fornelli (Fig.11),
dove però la comminuta fratturazione impedisce di definire
con esattezza l’andamento litoFig. 11 - Dolomia grigia con impronte di megalodontidi. Cozzo Cacarella
stratigrafico della successione.
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- Alghe dasicladacee (Griphoporella curvata Gumbel e Gyroporella sp. Diplopora sp.) sono molto diffuse nell’intera successione.
In base al contenuto faunistico e floristico si ritiene di attribuire alla potente
successione dolomitica (spessore massimo 900 ai 1200 m), un’età essenzialmente
norica. Non è comunque da escludere un’estensione al Retico delle dolomie per
il rinvenimento di livelli oolitici a Triasina hantkeni Majzon, in accordo con
DAMIANI (1970), che presume, tra l’altro, una deposizione delle stesse dolomie
anche oltre il limite del Retico.
1.3. - FORMAZIONE SERRA BONANGELO (SBN)
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Questa formazione comprende i termini carbonatici e silico-clastici delle successioni che si estendono dal Norico?-Retico al Malm?, e che sormontano, in
continuità di sedimentazione, la Dolomia Principale.
Tali successioni corrispondono quindi alle porzioni medio-alte dell’Unita Di
Verbicaro sensu AMODIO MORELLI et alii. (1976), o alla “serie a selce” di GRANDJACQUET (1962), mentre SCANDONE (1972) le accorpa nell’Unità Alburno-Cervati.
Le stesse corrispondono ai termini stratigraficamente più alti dell’Appennino calcareo Auctt., e nelle porzioni giurassiche sono rappresentate per lo più
da successioni bacinali terrigeno-carbonatiche in facies transizionali piattaformabacino. A queste, infatti, AMODIO MORELLI et alii. (1976) attribuiscono un carattere transizionale e ipotizzano una posizione di margine interno della Piattaforma
Campono-Lucana.
Nell’ambito del foglio 543 sono presenti tutti i membri della formazione, e i
termini affioranti, sempre con spessori ed estensione areale ridotti, si presentano
sovente molto tettonizzati.
La formazione di Serra Bonangelo affiora in limitate aree concentrate nella
porzione settentrionale del Foglio. Più precisamente si ritrova in piccoli affioramenti a Serra Cuparelli-La Palmenta, a NE dei Piani di Campolongo, ad occidente dell’abitato di Lungro, in località La Petrosa, a S dell’abitato di Saracena ed
infine ad O dell’abitato di Cassano allo Ionio. La cristallizzazione pseudomorfa
è certamente il carattere diagnostico più evidente dell’intero intervallo distinto.
1.3.1. - Membro della Castelluccia (SBN1)
Il nome del membro deriva dal M.te La Castelluccia (F. 542) dove si ha la
migliore esposizione. Corrisponde alla formazione di Grisolia di DAMIANI (1970),
si rinviene in contatto tettonico con le sottostanti formazioni, prevalentemente
al di sopra dei termini in facies di slope (DPRa) della Formazione della Dolomia
Principale.
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E’ costituito da una successione stratigrafica in alternanza costituita da: dololutiti di colore variabile dal nero o grigio-scuro al verdastro e rosato in strati e
straterelli (10 - 40 cm), doloareniti grigie e grigio-scure spesso gradate con rari
livelli di selce in piccoli noduli; marne giallo-avana e calcari marnosi grigioverdastri, talora calcari nodulari nettamente prevalenti; evaporiti a grossi cristalli
di gesso pseudomorfi a calcite, in strati (30 - 50 cm) e banchi (1 m), alternate
da peliti giallo-rosso-verdastre, interpretate da DI GIROLAMO et alii. (2000) come
vulcanoclastiti epizonali ad affinità andesitica. Nell’intervallo evaporitico-vulcanoclastico, volumi lenticolari di slump e brecce s’intercalano a veri livelli.
Le alternanze pelitico-calcaree, presenti alla base del membro, presentano uno
spessore di 40-50 m, con stratificazione prevalentemente sottile (max 10-15 cm
per strato), a tratti interrotta da grossi strati (80-120 cm) di brecce calcaree e
livelli deformati da slump.
I termini calcarei, della porzione centrale del membro, sembrano caratterizzati da torbide distali, costituite da alternanze di calcilutiti e calcareniti sovente
ricristallizzate (la grana originaria si riflette ora con le dimensioni dei componenti
cristallini), nelle quali gli episodi più fini sono confinati a letto e a tetto da frazioni
più grossolane.
Infine nella porzione sommitale dell’intervallo (spesso 35-40 m), si assiste ad
una progressiva diminuzione degli apporti silico-clastici a vantaggio di quelli calcarei, che risultano rappresentati da calcilutiti e calcari cristallini nerasti, nonché
calcari grigi in strati e banchi (70 - 150 cm) a grossi cristalli (anche di 5-7 mm), i
quali divengono predominanti al finire dell’intervallo stratigrafico.
La fine dell’intervallo SBN1, che mostra uno spessore massimo compreso tra
120-140 m, quale affiora a SO di Saracena sia in destra che in sinistra del F.
Garga, è definita con la comparsa delle caratteristiche liste e letti di selce bianca
nei calcari del membro superiore (SBN2).
Nell’intervallo SBN1 la fauna è generalmente scarsa, quasi sempre spatizzata;
tuttavia sono riconoscibili rari frammenti di echinidi, ostracodi, alghe e foraminiferi (Pionella e Triasina?); solo nelle dololutiti sono presenti ricche faune a
conodonti tra cui: Misikella hernsteini (Mostler), Misikella posthernsteini Kozur
& Mock. La posizione litostratigrafica e le poche forme fossili rinvenute portano
ad ascrivere il membro a un intervallo Norico-Retico (Retico probabile).
1.3.2. - Membro dei calcari con selce (SBN2)
I termini litologici racchiusi in questo membro corrispondono in parte alla
formazione dei Calcari Grigi di DAMIANI (1970), che, nella sua totalità comprende
anche il successivo membro SBN3 Nel membro inferiore (SBN2) è raggruppata
una successione, compresa tra 130 e 160 m, costituita da alternanze di: calcari
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grigi e calcareniti a grana medio-fine grigio-azzurri, sovente ricristallizzati (grainston, packstone e wackestone), a volte brecciole (rudstone), raramente micritici
(mudstone) ed oolitici.
La selce è molto diffusa sotto forma di liste, noduli ed e arnioni, talora così
abbondante da costituire singoli strati dallo spessore anche di 20 - 40 cm, di colore
prevalentemente biancastro, raramente grigio-scuro.
L’intervallo risulta ben stratificato, con spessori degli strati compreso tra 10 e
80 cm, sporadicamente la stratificazione è interrotta da modesti volumi di depositi
di slump. I calcari talora passano a calcareniti gradate e laminate, con laminazione
generalmente parallela, più raramente incrociata o ondulata.
Costante la presenza di interstrati (da pochi cm a circa 20 cm) marnosi e siltosi
laminati e fogliettati di colore grigio e giallo. Questi tendono ad aumentare verso
le porzioni apicali del membro, sia per spessori che per frequenza.
I calcari spesso risultano ricristallizzati e caratterizzati dalla presenza di diffuse stiloliti a superfici arrossate. Là dove la ricristallizzazione è meno diffusa, gli
stessi mostrano tessitura da grainstone a packstone con rari ooidi o grani rivestiti.
Sebbene le alternanze descritte si susseguano senza apparente regolarità, il
membro mostra percentualmente le frazioni più grossolane localizzate nelle porzioni basali e mediane, mentre si assiste ad un progressivo aumento di quelle fini,
unitamente ad un maggiore apporto terrigeno (arenarie fini, siltiti e marne) verso
le porzioni apicali.
Il tetto dell’intervallo è fatto coincidere con la scomparsa della selce, in concomitanza con il cambiamento litologico dovuto al membro superiore (SBN3).
La sua migliore esposizione è osservabile lungo la strada che da Lungro porta
ai Piani di Campolongo in località La Petrosa; qui SBN2, mostra rapporti stratigrafici con i sovrastanti membri della formazione.
Il contenuto fossilifero, di norma bio-detritico, presenta i seguenti taxa: foraminiferi quali Siphovalvulina sp., Mesoendothyra croatica Gusic, Vidalina sp.,
Haurania deserta Henson Trocholina sp., textulariformi, Miliolidae, Nubecularidae. Si rinvengono inoltre spicole di spugne,radiolari, Glomospira sp., frammenti
di echinidi, crinoidi, brachiopodi gasteropodi e briozoi. Tra le forme algali: thaumatoporelle, Palaeodasicladus mediterraneus Pia, solenoporacee.
Forme indeterminabili sono ascrivibili ad ammoniti del tipo Hildoceras sp., Lytoceras sp,. Pertanto l’intervallo cronostratigrafico attribuito a SBN2 è Lias-Dogger.
1.3.3. - Membro Il Cocuzzo (SBN3)
Il nome del membro deriva dal rilievo Il Cocuzzo (F. 542 “Verbicaro”) dove
anche in questo caso si ha la migliore esposizione. In questo Foglio, limitati affioramenti sono osservabili presso Serra Cuparelli-La Palmenta, dove poggia tetto-
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1.4. - FORMAZIONE DI ALBEROSA (FLB)
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nicamente sulla Dolomia Principale, ed in località La Petrosa dov’è in continuità
stratigrafica con il membro sottostante SBN2.
Qui alle alternanze a stratificazione prevalentemente sottile dei calcari grigio-scuri con selce, si sostituiscono verso l’alto calcari grigi a stratificazione mal
distinguibile che, alla mancanza della selce, associa un cromatismo nettamente
più chiaro che nei calcari sottostanti; rare o del tutto assenti risultano le intercalazioni silico-clastiche.
Il membro Il Cocuzzo, che corrisponde alla porzione alta della formazione dei
Calcari Grigi di DAMIANI (1970), è difatti costituito prevalentemente da calcari
grigio-biancastri a frattura scheggiosa, mal stratificati o in banchi metrici totalmente ricristallizzati, con fenocristalli subcentimetrici, alternati a calcari detritici
o pseudoolitici, raramente olitici.
In tale membro non sono state riscontrate forme fossili significative. I campioni analizzati sono risultati generalmente sterili. Solo sulle superfici esposte
sono state ritrovate forme confrontabili con ellipsactinie. Secondo DAMIANI
(1970) nell’intervallo in questione non sono stati riscontrati fossili più recenti del
Dogger superiore, pertanto si attribuisce al membro SBN3 un dubbio intervallo
cronostratigrafico Dogger-Malm?.
1.4.1. - Membro delle brecce poligeniche (FLB1)
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Il membro corrisponde all’omonima formazione di DAMIANI (1970). Si tratta
di brecce poligeniche prevalentemente a cemento spatico, talora con matrice
micritica grigio-verdastra.
La formazione mostra un modesto sviluppo verticale, mostrando spessori
variabili e compresi tra i 40 ed i 60 m metri, ma assume, a causa della sua giacitura in grosse bancate, una notevole importanza morfologica, permettendo lo
sviluppo delle pareti subverticali nei versanti calcarei.
I clasti di natura quasi esclusivamente calcarea bordi sia spigolosi che arrotondati. Le brecce sono organizzate, nelle porzioni basali, in grosse bancate metriche
(2 - 4 m) per spessori mai superiori ai 10 m. I clasti hanno, di frequente, dimensioni massime sull’ordine del decimetro di diametro, immersi in matrice micritica
grigio-verdastra a luoghi più grossolana o sparitica.
Tra i clasti sono presenti elementi calcarei di colore giallo-ocra, non riscontrati nei termini litostratigrafici sottostanti finora descritti. La caratteristica peculiare è dovuta alla presenza di grossi clasti di selce (anche di 30 - 50 cm), quasi
sempre presenti in frammenti a spigoli vivi, messi in risalto sulle superfici d’ero-
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sione, là dove conferiscono un particolare aspetto ruvido alle superfici esposte
delle bancate.
Alle porzioni basali, ovunque, seguono 20-40 m di brecce mal stratificate prevalentemente a cemento spatico e calcari finemente detritici ricristallizzati. In
questa porzione mediana le brecce sono costituite prevalentemente da un cemento
grossolanamente macrocristallino, con aspetto del tutto simile a quello dei calcari
a grossi cristalli del membro il Cocuzzo (SBN3), dai quali si differenziano, per la
presenza di rari e piccoli clasti sia calcarei che di selce.
Il membro in parola poggia sempre in paraconcordanza, sul sottostante
membro SBN3 o, tettonicamente (in destra al F. Garga), direttamente sia sul
membro basale della formazione che sulla Dolomia Principale.
Secondo DAMIANI (1970) tra le brecce poligeniche ed i sottostanti “Calcari
Grigi” (sensu Damiani, 1970) esisterebbe un forte hiatus stratigrafico, comprendente una parte del Malm ed il Cretacico inferiore e medio.
Considerato che nella matrice delle brecce poligeniche sono state rinvenute:
Orbitoides sp., Siderolites calcitrapoides Lamarck, Siderolites sp., Solenomeris sp., Lepidorbitoides sp., Nummulites sp., Discocyclina sp., Miscellanea sp.,
Rotalia sp.; Miliolidae e Globigerinidae, si è pertanto in accordo con DAMIANI
(1970) nell’attribuire al membro un intervallo cronostratigrafico compreso tra il
Cretacico superiore-Paleocene, e nel confermare una probabile lacuna MalmCretacico inferiore e medio fra la Formazione di Serra Bonangelo e quella di
Alberosa
1.4.2. - Membro di Serra Costantino (FLB3)
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Anche in questo caso il nome del membro deriva dall’omonimo rilievo presente nel F. 542 “Verbicaro” dove si ha la migliore esposizione. Corrisponde
alle porzioni medio-alte della formazione di Alberosa di DAMIANI (1970), o alle
porzioni medio-alte della formazione di Colle Trodo di VALLARIO & DE MEDICI
(1967) o all’omonima formazione di SELLI (1957).
A differenza di quanto rilevato per l’attiguo F. 542 (Verbicaro) tale membro
mostra, nei pochi e limitati affioramenti (in destra del F. Garga, a S della località
Fonte Spaccazza e a NO di Cassano), esclusivamente rapporti di sovrapposizione
tettonica con le formazioni sottostanti.
Il membro è costituito prevalentemente da brecciole calcaree, calcareniti a
foraminiferi rimaneggiati e calcari cristallini dal grigio al nerastro che si alternano, con modalità diverse, a marne viola e siliti dal giallo-verdognolo al color
tabacco.
Nelle porzioni basali di SBN6 i calcari detritici, in strati compresi tra 40 e 80 cm,
sono spesso cristallini con diffuse venature di calcite spatica e stiloliti arrossate.
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Nel complesso il termine SBN6 presenta uno spessore massimo di 40 - 50 m,
e risulta ovunque troncato tettonicamente, dalla epimetamorfica Formazione del
Frido (OFLa - litofacies di Lungro).
Tra le associazioni fossili riconosciute sono state individuate: Globigerinoides
sp. Nummulites sp., Discocyclina sp. , Alveolina sp., , Lepidocyclina sp. , Miogypsina sp. e Operculina sp.. che permettono di collocare tale porzione all’Oligocene-Miocene inferiore.
2. - UNITÀ METAMORFICHE
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2.1. - FORMAZIONE DI SAN DONATO DI NINEA (SDN)
2.1.1. - Membro di Valle Scura (SDN3)
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Come ampiamente noto e accettato, la base lito-stratigrafica affiorante della
porzione metamorfica della formazione di San Donato di Ninea è rappresentata
da un potente spessore di sedimenti silico-clastici, intensamente deformati. Nelle
aree del Foglio “Cassano allo Ionio”, gli affioramenti meglio esposti e precisamente sui versanti E di Monte La Mula (itinerario di Valle Scura) e di Cozzo del
Pellegrino (itinerario di Valle del Torrente Grondo).
La litologia prevalente è rappresentata da filladi e scisti filladici (scisti a
muscovite: cloritoscisti; scisti sericitici) con abbondanti differenziati da quarzo
bianco, alternati da metasiltiti e metareniti arcosiche. Le metareniti e le metasiltiti
si presentano spesso gradate a formare sequenze di torbida base-troncate, con
spessori da 0,5 a 4-5 m.
All’analisi mesoscopica il litotipo prevalente mostra una spiccata foliazione,
colore grigio-plumbeo e assenza di lenti di quarzo, in sezione sottile si evince
una marcata scistosità e una tessitura grano-lepidoblastica. Il grado metamorfico
è quello degli scisti verdi caratterizzato da una paragenesi a Chl+WM+Qtz+Ab.
L’intero piegamento e la completa trasposizione su superfici di clivaggio di
piano assiale delle più vecchie fasi deformative non consentono valutazioni certe
degli spessori sedimentari d’origine.
A una valutazione puramente geometrica, gli affioramenti presentano spessori
dell’ordine degli 800/1000 m e oltre: da San Donato di Ninea (qt. 400 m) lungo
Serra Ceraseto, ad Acqua Marchesano (qt. 1500 m s.l.m.). Una diversa valutazione, sommando esclusivamente gli intervalli meno deformati e con litologie
più o meno differenziabili, lungo lo stesso itinerario (colore granulometria, gradazione e quant’altro di differenziabile) porterebbe comunque ad una stima cau-
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telativa minima degli spessori non inferiore ai 4-600 m. Nelle porzioni sommitali
dell’intervallo, almeno lungo tutti i versanti E dell’allineamento N-S Cozzo del
Pellegrino-La Mula, ai termini silico-clastici risultano intercalati orizzonti straterellati o stratificati di calcisiltiti gialle, talora verdi o policrome (versante est
Monte Pellegrino-La Mula) (Fig.12).
Fig. 12 - Alternanze tra dolomiti nerastre (cataclastiche) e filladi argillo-siltose e talora marne. Livelli
superiori della formazione metamorfica di San Donato. Località La Carpanosa
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Nello sviluppo della successione è possibile riconoscere una prevalenza
iniziale dei termini pelitici, progressivamente sostituiti in frequenza, da grossi
intervalli arenitici spesso normalmente gradati. Polarità delle torbide ed evoluzione verticale del rapporto areniti-peliti sembrano suggerire una organizzazione
coarsening-thickening upward dell’intero corpo sedimentario. L’ipotesiè quella
di porzioni frontali di un corpo deltizio fortemente alimentato e progradante (in
RONA, 1973; HAY et alii, 1981, 1982, 1988). Questa interpretazione, peraltro, è
in accordo con il quadro geodinamico e paleogeografico della media Pangea al
Trias inferiore (DEWEY et alii, 1973; VAI & ELTER, 1974; RAU & TONGIORGI, 1980),
ovvero di un’area continentale in subsidenza con assottigliamento crostale e
ingressione marina, fortemente alimentata, in detriti, dai margini in sollevamento
(HAY, 1981).
Ancora sui versanti orientali dei monti La Mula e Cozzo del Pellegrino, là
dove affiorano tutte le porzioni mediane e basali della grande serie stratigrafica di
San Donato, sul corpo terrigeno basale si imposta una sedimentazione carbona-
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tica di margine di shelf: dapprima con episodi discontinui e lenticolari e quindi,
progressivamente, con facies calcaree nettamente prevalenti o esclusive.I primi
episodi in ordine stratigrafico sono rappresentati da grossi livelli lenticolari di
Cozzo del Lepre, Piano Pulledro e Piani di Lanzo.
Si tratta di ammassi carbonatici discontinui lateralmente, con dimensioni di
circa 150 m in spessore e oltre 2 Km di lunghezza essenzialmente costituiti da
piccoli volumi di marmi bianchi massicci (150m per 35-40m di spessore) passanti
lateralmente e verticalmente a calcari neri e marmi grigi ben stratificati, ricchissimi di talli di Dasycladacee. Le forme prevalenti sono attribuibili a Diplopora
annulata Schafhäutl e D. annulatissima Pia, datanti all’Anisico-Ladinico (IETTO
& ROMANO, 2000).Sono presenti inoltre Anisoporella sp.,., Kantia monrgalensis,
Gyroporella cf. maxima. Alcuni livelli decimetrici intercalati, probabilmente per
accumuli di tempesta, sono delle vere e proprie “Coquina” a piccoli gasteropodi
(massimi 1-1,5cm) e piccoli bivalvi a guscio sottile (da 0,4-0,5 a 1cm) talora
costati. Presenti anche forme fossili non classificate a guscio relativamente spesso
e sezione conica (0,4 per 2cm massimo), interamente cave e con ornamentazione
esterna a spirale continua.
Altri corpi carbonatici di dimensioni minori sono tettonicamente inseriti nel
corpo delle filladi e quasi tutti si presentano ricchi di livelli algali (Acqua di
Magnesio, Valle Scura, Mezza Fiumina).
Affioramenti spettacolari di carbonati a Diplopora si ritrovano in oltre su tutto
l’allineamento della piccola dorsale di Cava dell’Oro e Chianette della Tona, a
monte dell’abitato di San Donato di Ninea. Qui i marmi a Diplopora sormontano
limitati ammassi di brecce poligeniche (carbonatiche e silico-clastiche) e grossi
volumi piramidali di marmi bianchi massivi (150-200 m di spessore su oltre 1
Km di larghezza), interpretati come corpi bio-costruiti tipo fringing-reefs (IETTO
& ROMANO, 2000). La dorsale di Cava dell’Oro è però portata in affioramento da
fenomeni di tettonica compressiva, per cui mal si conservano gli originari rapporti con il complesso silico-clastico basale.
Dei tre affioramenti principali che rispettano la polarità stratigrafica d’insieme (Cozzo del Lepre; Piano Puledro e Piano di Lanzo), uno (Cozzo del Lepre
a monte di Acquaformosa) passa stratigraficamente a calcari grigi ricristallizzati,
mentre gli altri due (Piano Puledro e Piano di Lanzo) vengono ancora sormontati
da sedimenti silico-clastici per spessori dai 100 ai 150 m, prima che inizi la spessa
successione di calcari di Monte La Muletta.
Dai dati di terreno riportati, l’intervallo in discussione, caratterizzato da livelli
a Dasycladacee, dai corpi massivi a marmi saccaroidi bianchi, e altre facies carbonatiche minori, pur con una sedimentazione silico-clastica ancora ben attiva,
si configura come una tipica sedimentazione mista al margine di uno shelf, controllata da apporti silico-clastici dal continente e corpi carbonatici biogenici tipo
mounds e fringing reefs (SANTISTEBAN & TABERNIER, 1988; PILKEY et alii, 1988;
FLOOD & ORME, 1988).
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2.1.2. - Membro di Policastrello (SDN4)
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Le variazioni laterali e verticali di facies possono essere a loro volta controllate da fattori diversi, quali per esempio: le oscillazioni del livello medio mare
(HAQ et alii, 1987; HARDIE, 1986; TUCKER & WRIGHT, 1990); il tasso di subsidenza
e di sedimentazione; l’evoluzione morfologica dell’area continentale (HAY et alii,
1988) quale sorgente degli apporti silico-clastici.
Elemento caratterizzante ulteriore è il quadro di generale sistema deposizionale progradante, quale si evince: dalle praterie algali (piana tidale e retroscogliera - WILSON, 1975) che sormontano i maggiori corpi biocostruiti (fringing reef
di Cava dell’Oro); dalla presenza di facies anossiche (dolomie nere a Chianette
della Tona) che evolvono superiormente a calcari chiari ben ossigenati o marmi
grigi a Diplopora; dalle praterie algali che si impostano su brecce di periscogliera
(Cozzo del Lepre; Cava dell’Oro).
Lo spessore complessivo dell’intervallo che raccorda il complesso silico-clastico basale e il sovrastante intervallo con inclusi carbonati biocostruiti, lungo il
versante di Piano Pulledro e Cava dell’Oro, sembra non inferiore ai 400 m.
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Al di sopra dei livelli a Diplopora nella zona di shelf o di ex margine biocostruito, si imposta una potente sedimentazione carbonatica, ben stratificata, a
netta prevalenza di metacalcari grigi o nerastri spesso con liste e arnioni di selce.
Livelli con calcari chiari o rosati, e piccoli ammassi non stratificati di colore
bianco (patch reefs) sono occasionalmente intercalati. I metacalcari, normalmente
ben stratificati dai 30 ai 70-80 cm, in alcune sezioni (Contrada Cesareto e Acqua
di Frida) includono pacchi di calcari lastroidi con strati dai 5 ai 15-20 cm o addirittura fogliettati per spessori complessivi dai 5-10 ai 30-40 m massimo (Fig.13).
In tutta la successione, l’apporto terrigeno è sempre attivo e si presenta con
intercalazioni da millimetriche a peliti gialle fino a spessori massimi da 1 a 5-6
m di siltiti e subareniti, privi di gradazione, laminazione e quant’altro di strutture deposizionali da flusso. Frequenti invece tracce di bioturbazioni rilevabili in
genere all’interfaccia calcare-peliti.
I fossili sono di solito abbondanti, distribuiti nel sedimento o accumulati in
livelli sottili (5-10 cm) lenticolari tipo accumuli di tempesta.
Le forme si riconoscono esclusivamente per erosione sulle superfici esposte
e di norma appartengono a piccoli e piccolissimi esemplari (dai 2-3 mm a 1cm)
indeterminabili di: gasteropodi, bivalvi a guscio liscio e sottile, lamellibranchi,
bivalvi costati.
Frequente è anche la presenza di livelli lenticolari di lutiti nerastre, ricchi in
cementi raggiati, in “cespi” alti fino a 5-6 cm, posti in evidenza dalla erosione
subaerea.
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Fig. 13 - Livelli lastroidi di calcari neri alternati da banchi metrici nella porzione medio-superiore
della formazione metamorfica di San Donato. Località Policastrello
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L’intera successione è frequentemente intrusa da metabasiti di colore verde
(MACCIOTTA et alii, 1986) ascritte al Trias superiore anch’esse.
La deformazione tettonica e metamorfica è intensa e diffusa, sì che i calcari si
presentano costantemente ricristallizzati con obliterazione interna, al microscopio
ottico, di ogni elemento d’analisi sia paleontologico che sedimentologico.
Gli spessori della successione del membro di Policastrello sugli affioramenti
più estesi e meglio esposti raggiungono valori stratimetrici di oltre 1000 m. In
particolare sul versante orientale del Monte Muletta, che può considerarsi l’affioramento tipo, al di sopra di un livello spesso circa 20 m di calcari intensamente
piegati o contorti e appartenenti alle litologie descritte (fascia di taglio intraformazionale parallela al bedding d’insieme), seguono circa 1000 m di successione
calcareo terrigena perfettamente ordinata, prima che la stessa passi stratigraficamente, in affioramenti adiacenti, ad un membro formazionale differente.
Il complesso calcareo intermedio costituisce l’intero rilievo de La Muletta e
gran parte dei versanti in sinistra orografica di Valle Rosa; oltre ad altri affioramenti minori. Questo complesso litologico, che la deformazione tettono-metamorfica rende inconfondibile è certamente il più rappresentativo dell’intera formazione di San Donato.
Il rapporto percentuale calcari-terrigeno, nell’analisi delle diverse sezioni di
affioramento più significative, è alquanto variabile: dal 5 al 15-20% in totale.
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Inoltre, i maggiori livelli silico-clastici intercalati mostrano una marcata lenticolarità, e spesso è possibile osservare la loro transizione laterale a pacchi di calcari
fogliettati alternati da patine millimetriche di pelite (Cozzo dello Scannato; Piani
di Marco).
Il quadro interpretativo che meglio si adatta alla successione descritta è quello
di un vasto e articolato sistema tidale a sedimentazione carbonatica prevalente,
il quale s’imposta su un precedente shelf terrigeno e prograda progressivamente
all’avanzamento dei margini.
Calcari lutitici neri omogenei per spessori significativi (anche 30-40 m), bioturbazioni, presenza di selci, diffusione di cementi raggiati in calcilutiti nere,
grande abbondanza di materia organica espressa dal colore nero o grigio scuro
dei litotipi, sono tutti elementi significativi di una sedimentazione tranquilla di
aree protette con scarsa ossigenazione (HARDYE, 1977; GEBELEIN et alii, 1975;
SHIN, 1969), quali potrebbero essere aree lagunari e “ponds”, sulle quali l’apporto
silico-clastico è limitato alle frazioni più fini, in genere diffuso dagli eventi di
tempesta.
Al contempo, l’abbondanza di intercalazioni terrigene, anche grossolane
(areniti), in alcune sezioni e la discontinuità tra le stesse, indicano una attiva
alimentazione detritica da aree continentali, la quale, per quanto controllata in
grande dal mutare dei rapporti terra-mare (VAIL,1987; POSAMENTIER et alii, 1988),
attesta tuttavia la presenza di un efficace sistema di drenaggio riconducibile sia
alla dinamica marina che a vie preferenziali di accumulo e transito ben definite (canali tidali e canyons marginali - VAN WAGONER et alii, 1990). Modello
interpretativo, quello schematizzato, ampiamente descritto e verificato da studi
recenti sia su contesti attualistici (D’ALUISIO-GUERRIERE & DAVIS, 1988; BELPERIO
& SEARLE, 1988; MAXWELL & SWINCHATT, 1970) che antichi (GARCIA-MONDEYAR
& FERNANDEZ-MENDIOLA, 1993; READ, 1985; MUTTI, 1985; KENDALL & SCLAGER,
1981; WATTS & BLOME, 1990).
2.1.3. - Membro di Valle Rosa (SDN5)
In sinistra orografica al fiume Rosa, tra i rilievi di Cozzo della Civarra, Castello
della Rocca, Cozzo Scomunicato e l’abitato di S. Sosti, con normale appoggio
stratigrafico, talora in alternanza su intervalli dell’ordine dei 50 m, il complesso
calcareo-silico-clastico intermedio passa ad una successione essenzialmente calcareo-dolomitico-marnosa con affioramento di spessore massimo sui 600 m.
Nella sua porzione terminale (Monte Scifarello, circa 1 Km a N dell’area del
Foglio), in un intervallo stratigraficamente equivalente e in facies non metamorfica, sono stati rinvenuti livelli fossiliferi a Cornucardia sp. ascritti al Carnico
(BROGLIO-LORIGA et alii, 1993).
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Sono caratteri distintivi i seguenti:
- dolomie grigie saccaroidi, talora biancastre, in strati e banchi costituenti la
frazione sempre prevalente del corpo sedimentario, con valori dal 60 all’80%
a seconda delle sezioni d’analisi;
- intercalazioni di metareniti e marne siltose, calcari cristallini marmorei, argilliti ed argilliti marnose fogliettate di colore variabile dal giallo al marronebruno. Di norma in strati singoli dai 40 ai 100 cm circa. Solo nella porzione
alta della successione e in diversi affioramenti contigui, si ritrova un grosso
intervallo di metareniti e metapeliti filladiche variabile dai 50 ai 150 m e oltre
(zona di Mte Spina Santa);
- intercalazioni lenticolari, talora canalizzate e gradate, di brecce a elementi carbonatici e silico-clastici di diverse dimensioni: da millimetriche a 10-15 cm.
La matrice, a luoghi prevalente, è per lo più silico-clastica medio-fine con frazione variabile di dolomite;
- ammassi canalizzati di brecce a grossi elementi (fino a 50-60 cm) matricesostenute, tipo debris flow.
Pur con una costante prevalenza dei termini dolomitici, la frequenza percentuale degli altri litotipi descritti è molto variabile tra le diverse sezioni. Negli
affioramenti più settentrionali (Schiena delle Monache) prevalgono gli apporti
silico-clastici sottili (siltiti, areniti ed essenzialmente marne). Verso S e oriente
e cioè dalla media valle del fiume Rose verso passo dello Scalone, divengono
prevalenti i livelli di brecce poligeniche, quasi sempre canalizzate.
Nello stesso settore sud e sud-orientale, il membro di Valle Rosa annovera,
nella sua porzione terminale, la presenza del grosso intervallo di meta-sedimenti
silico-clastici (metareniti e metapeliti filladiche prevalenti), a luoghi (sinistra
Valle Rosa) con livelli metrici gradati e canalizzati.
Tenendo conto che la tettonica compressiva polifasica post-triassica ha quantomeno mutato gli originali quadri paleogeografici rispetto agli affioramenti
attuali, per la successione in esame si individuano comunque domini deposizionali, fortemente eteropici: da una prevalenza di carbonati a una prevalenza di
metaterrigeno.
2.1.4. - Metabasiti (ρ)
All’interno del membro di Policastrello (SDN4) sono presenti intrusioni di
metabasiti di colore verde a struttura porfirica, ascritte al Trias superiore da MACCIOTTA et alii, (1986.
Le intrusioni di maggiori estensioni sono presenti al margine orientale del
Foglio 543 e precisamente a N ed a S di Cozzo del Trono e lungo il versante
orientale di Serra Paratizzi (che ricade nel Foglio 542) ed inoltre a S-O dei Piani
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di Lanzo, nei pressi di San Donato di Ninea, dove intrudono i mounds a Diplopora (SDN3a).
A scala mesoscopica la roccia si presenta debolmente foliata, con patine di
alterazione. In sezione sottile il campione mostra una debole scistosità e relitti di
strutture doleritiche. Il grado metamorfico è basso, in facies degli scisti verdi, con
paragenesi: cct+chl+epidoto+albite+quarzo e con sovraimpronta in transitional
facies (Cal+Chl).
2.2. - FORMAZIONE DEL FRIDO (FRI)
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La formazione è parte del “Complesso liguride” secondo OGNIBEN (1969), corrisponde alla formazione del Frido di VEZZANI (1968), si identifica con il flysch
argilloso-filladico di IPPOLITO & LUCINI (1957) o al “Flysch del Cilento” IETTO et
alii. (1965) nonché all’Unità del Frido di AMODIO MORELLI et alii. (1976).
E’ costituita da successioni epimetamorfiche, a luoghi inglobanti piccoli
ammassi ofiolitici, d’età controversa: Cretacico inferiore (Neocomiano-Aptiano)
VEZZANI (1968), Cretacico superiore? AMODIO MORELLI et alii (1976), supragiurassico-oligocenica (BONARDI et alii 1988, CRITELLI & MONACO, 1993)
Per quanto concerne l’inquadramento paleogeografico e la posizione che la
formazione del Frido, il Complesso Liguride ed il flysch del Cilento hanno avuto
nella costruzione dell’Appennino, la letteratura precedente si limita sostanzialmente ad attribuire una non meglio definita “provenienza interna”. Questa “provenienza” si traduce in sedimentazione di fossa di eugeosinclinale per OGNIBEN
(anno) ed in tale considerazione le ofioliti accorpate alla formazione del Frido nel
settore calabro-lucano sono in giacitura effusiva normale (OGNIBEN, 1969, 1973).
Per AMODIO MORELLI et alii (1976) et AA. successivi, invece, per i quali la
Catena appenninica è costruita da unità legate a due tettogenesi, rispettivamente
con vergenza opposta delle falde, la formazione del Frido si collocherebbe in aree
esterne per la tettogenesi cretacico-paleogenica alpina e in posizione interna per
la tettogenesi appenninica neogenica; le ofioliti sarebbero masse obdotte. In tutte
queste ricostruzioni, però, il flysch del Cilento in particolare, sia come stratigrafia
che tettonica ed area di provenienza resta un argomento ancora del tutto aperto.
Caratteristica regionale della formazione del Frido è infine quella di inglobare
tettonicamente volumi di crosta oceanica (le ofioliti), obdotti nei complessi sedimentari durante la chiusura della Tetide e cioè nella tettogenesi alpidica. Queste
rocce, note in letteratura come “rocce verdi”, in genere metamorfosate in serpentiniti, in questo Foglio non sono state ritrovate in affioramenti cartografabili ma
solo in blocchi metrici di metaialoclastiti e serpentinoscisti verde scuro o nerastri,
inglobati nelle argilliti.
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Per quanto riguarda la ricostruzione cronologica delle deformazioni e delle
blastesi della formazione, in recenti lavori CIRRINCIONE & MONACO (1996) riconoscono tre eventi: il primo, d’età Cretacico superiore-Oligocene inferiore, è legato
a processi di accrezione; il secondo, d’età supraoligocenica, è stato correlato a
processi di subduzione caratterizzato da condizioni di AP/BT; l’ultimo evento
è legato a meccanismi di risalita fasi, legati a processi di duplexing in ambiente
collisionale durante l’Oligocene superiore.
2.2.1. - Litofacies di Vallone Arena (FRIb)
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2.2.2. - Litofacies di Lungro (FRIa)
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Nell’ambito del Foglio, solo in località Vallone Arena, a N-E di Saracena (al
confine settentrionale del Foglio), è presente un limitato affioramento costituito
da alternanze di argilliti fogliettate nerastre, calcilutiti grigie e nere talora con
selce scura, calcari marnosi (tipo pietra paesina), calcareniti gradate, a luoghi con
selce, intercalate da sottili letti di argilliti scure. La posizione geometrica di tale
corpo sedimentario (caoticamente inglobato in OLFa), ha permesso di accorpare
tali litologie alla formazione del Frido.
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Nel Foglio i termini riferibili alla formazione del Frido corrispondono sostanzialmente al membro argilloscistoso dell’omonima formazione sensu VEZZANI
(1968 a, b), al flysch del Lao di DAMIANI (1970) e a parte dell’Unità del Frido di
AMODIO MORELLI et. alii (1976).
Si tratta, in affioramento, di corpi geologici a prevalente componente argillitica alternati a quarzoareniti verdine nei quali il metamorfismo è molto basso al
limite con la diagenesi. Il grado di tettonizzazione è di norma intenso, sicché la
diffusa argillificazione delle argilliti e il conseguente trasporto gravitativo lungo i
versanti, ne impediscono l’osservazione della originaria stratigrafia.
Litologicamente prevalgono le argilliti fogliettate di colore variabile dal verde
scuro al bruno e scisti argillitici dal grigio al nero, a frattura scheggiosa, con
superfici lucide, che talora assumono l’aspetto di filladi. Le intercalazioni di quarzoareniti sono così frequenti da dare un aspetto flyschoide alla formazione; tali
litotipi si presentano in strati e straterelli di colore variabile dal verde al rossobruno, generalmente a grana fine e diffusamente venati da quarzo bianco.
Diffusi ed estesi affioramenti della litofacies OLFa si ritrovano al pedemonte
della catena in una larga fascia di terreno orientata all’incirca NE-SO e compresa
tra Serra Sorbia, ad E di Policastrello, e Vallone Arena, a N-E di Saracena. Altri
affioramenti sono rilevabili ad O di Cassano allo Ionio ed a N di San Lorenzo del
Vallo, in destra del F. Esaro.
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Nell’area del Foglio sono state ritrovate in affioramenti non cartografabili,
“rocce verdi”, in genere metamorfosate in serpentiniti, sotto forma di blocchi
metrici di metaialoclastiti e serpentinoscisti verde scuro o nerastri, inglobati nelle
argilliti (Serra Sorbia, in destra T. Grondo; Vallone Farneto, a S di Acquaformosa).
Sporadiche le intercalazioni di marne verdastre e calcari cristallini grigioscuri nei quali si rinvengono: Helvetoglobotruncana sp. , Praeglobotruncana sp.,
Hedbergella plani spira (Tappan) , H. simplex Morrow , Globigerinelloides sp.,
Rotalipora sp., che permettono di collocare la formazione al Cretacico Superiore.
2.3. - FORMAZIONE DI DIAMANTE (OFD)
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La Formazione di Diamante corrisponde all’Unità di Diamante-Terranova,
istituita da AMODIO MORELLI et alii (1976).Per alcuni suoi termini è stata già studiata da HOFFMAN (1969) quindi da DUBOIS (1970); DE ROEVER (1972); DIETRICH
& SCANDONE (1972); DE ROEVER et alii. (1974).
Essa è costituita da due membri, in successione stratigrafica ed entrambi
affetti da intenso metamorfismo polifasico (facies degli “scisti blu”, quindi retrocesso a facies degli “scisti verdi” - autori sopra citati). I due membri costituenti
sono un basamento dato da metabasiti oceaniche (metabasiti del Corvino - OFD1)
e superiormente, da una successione sedimentaria in facies argilloso-calcarea, ora
riconoscibile in filladi quarzose e calcescisti (filladi del Corvino - OFD2), in alternanza per livelli di rispettiva prevalenza.
La formazione di Diamante, così come istituita, si trova in buoni ed estesi
affioramenti nel settore S-E del Foglio, in sinistra Crati; nei dintorni di Spezzano
Albanese; a S-O dell’abitato di Cassano; poco a N dell’abitato di Malvito.
In tutti questi affioramenti, per quanto fortemente tettonizzata, è presente la
successione in entrambe le facies: metavulcanica e metasedimentaria. La geometria dei rapporti nell’edificio orogenico, mostra quasi sempre la formazione
in questione compresa tettonicamente tra la formazione del Frido, alla base, e la
formazione di Malvito in sovrapposizione.
Per la formazione di Diamante, l’intervallo cronologico attribuito ai metasedimenti è dubitativamente Giurassico Superiore-Cretacico Inferiore (AMODIO
MORELLI et alii, 1976; DIETRICH, 1976). All’esame in sezioni sottili di campioni
calcarei meno deformati, raccolti sia negli affioramenti in destra Crati che in
quelli attorno Spezzano non sono stati ritrovate forme fossili.
La formazione di Diamante, insieme con la formazione del Frido e la formazione
di Malvito, nonchè con i “calcari di Mezzana”( BOUSQUET, 1969; affioranti fuori
Foglio) rappresentano la copertura sedimentaria giurassico-cretacica del dominio
tetideo. Più specificatamente, i “calcari di Mezzana si sono deposti a partire dalla
parte alta del Lias, la formazione di Malvito nell’intervallo Titonico-Neocomiano,
la formazione del Frido a partire dal Neocomiano, e la formazione di Diamante a
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partire dal Giurassico Superiore. Datazioni analoghe risultano inoltre per tutte le
facies correlabili (argilloso-calcaree ofiolitifere) del Flysch del Cilento (in IETTO
et alii, 1965) che affiorano dal Cilento fino a Sapri-Rivello, al confine calabrolucano. Le differenze laterali e verticali di facies litologiche tra le tre diverse
formazioni e spesso nell’ambito della stessa formazione (specie nella Formazione
del Frido) sono valutabili come eteropie laterali e riconducibili, per le variazioni
verticali, alla evoluzione dei domini deposizionali in fase di espansione oceanica.
Le differenze metamorfiche, come già accennato, possono essere ricondotte
alla differente posizione assunta dai rispettivi corpi geologici nella costruzione di
un cuneo d’accrezione in fase collisionale e alla relativa evoluzione tettogenetica.
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2.3.1. - Metabasiti di Serra Pagano (OFD1)
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Il nome del membro deriva dall’omonimo Torrente, presente nel F. 542 “Verbicaro”, dove sono meglio esposti i termini litologici; nell’ambito del Foglio
“Cassano allo Ionio” affiora esclusivamente ai bordi sud-occidentale e sud-orientale dello stesso, rispettivamente presso la località Ferriera, a N dell’abitato di
Malvito, sia in destra che in sinistra al F. Esaro; e presso il Lago di Tarsia, sia in
destra che in sinistra al F. Crati.
Si tratta di metabasiti massicce o scistose (metabasalti, porfirici e non, metapillow
lavas, metabrecce e metaialoclastiti) di colore variabile del verde scuro al bluastro.
Piccoli ammassi (OFD1a), talora non cartografabili, di serpentiniti verde scuro
sono inglobate nel membro, tra questi si cita quello affiorante ad oriente di Tarsia,
presso la località Manca di Gaiarello.
Alla mesoscala le metabasiti si presentano sovente foliate con microboudins,
a tratti massicce. In sezione sottile mostrano una tessitura grano-nematoblastica;
lungo la foliazione principale cristallizza l’associazione mineralogica tipica della
facies scisti blu (Gln+Ab+Lw), mentre la seconda scistosità, che si sviluppa
lungo piani assiali di micropieghe asimmetriche, è sede di cristallizzazione di
associazioni tipiche della facies scisti verdi (chl+Ab+Act). La classificazione su
base chimica fornisce un basalto ad affinità sub-alcalina.
2.3.2. - Filladi del Corvino (OFD2)
Anche in questo caso il nome del membro deriva dalla località (T.te Corvino)
presente nell’attiguo F. 542 “Verbicaro” dove si hanno le migliori esposizioni.
Affiora diffusamente nella porzione sud-orientale del Foglio, tra gli abitati di
Tarsia e Spezzano Albanese, ad occidente di Cassano, mentre limitati affioramenti sono presenti a N di Malvito.
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Si tratta prevalentemente di filladi, scisti filladici dal grigio al verdastro e calcescisti grigi con intercalazioni di straterelli di quarziti verdastre. Gli scisti contengono differenziati lenticolari di quarzo parallele alla scistosità; le quarziti sono
spesso intersecate da vene di quarzo.
Alla mesoscala il litotipo filladico presenta una filiazione spiccata, colore dal
grigio-plumbeo al violaceo. In sezione sottile presentano una tessitura granolepidoblastica e un grado metamorfico in facies degli scisti verdi dato da una
paragenesi a mica chiara+clorite +quarzo+albite.
2.4. - FORMAZIONE DI MALVITO (OLM)
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La formazione di Malvito, così come istituita, rappresenterebbe una Unità
stratigrafico-strutturale formata da crosta oceanica e relativa copertura sedimentaria (DIETRICH, 1976; AMODIO MORELLI et alii, 1976; IETTO et alii., 1993). I terreni corrispondenti sono stati noti e distinti in letteratura, dal basso verso l’alto
(Fig.14), in:
- metabasalti verdi e vinaccia,spesso si associano pillow lavas e pillow breccias.
La paragenesi metamorfica è per lo più costituita da albite, clorite, lawsonite,
calcite, pheugite e epidoto.
- peliti rosso mattone e violacee per spessori massimi di 3-4-m. Il livello di
spessore variabile fino a minimi di 50 cm, si sovrappone in normale rapporto
stratigrafico (Malvito) alle pillow lavas e alle ialoclastiti; diaspri verde chiaro o
grigi in piccoli strati (5-10 cm) alla base, alternati da peliti rosse e con spessore
complessivo massimo osservato di 8-10 m. Le peliti e i diaspri sono generalmente pieghettati e costituiscono il terreno meno competente interposto tra due
corpi geologici più rigidi e competenti, ovvero: metabasiti e pillows alla base e
superiormente:
- calcilutiti grigie o verdine, alternate a peliti fogliettate giallastre, argilliti e
marne dal verde al bruno per spessori massimi osservati di 130-160 m (Località Mezzane). Negli intervalli meno deformati e meno ricristallizzati si rinvengono sporadiche forme di tintinnidi (Calpionella sp.).
L’età della formazione dovrebbe essere compresa tra il Malm sup. (Titonico)
e il Neocomiano. Tale indicazione è suggerita dalle rare forme di calpionelle rinvenute nei termini calcarei della copertura sedimentaria.
La lieve impronta metamorfica che interessa l’intera formazione è ben riconoscibile sugli affioramenti presso Malvito, valle Esaro, collina di Follorito, tutti
nel pedemonte del settore ovest del Foglio. L’evento metamorfico di basso grado
viene riconosciuto come non più recente dell’Oligocene in AMODIO MORELLI et
alii., (1976).
Anche per tale formazione è stata effettuata la distinzione tra il basamento e la
copertura sedimentaria, istituendo i due membri in appresso illustrati.
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Fig. 14 - Litostratigrafia della formazione di Malvito, rilevata subito a valle dell’abitato omonimo
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Successione tipo dell’Unità di Malvito
2.4.1. - Metabasalti di Monte Milioso (OLM1)
Il basamento della formazione è costituito da metabasalti verdi e rossicci, a
grana fine o media frequentemente porfirici con fenocristalli relitti di plagioclasi
e pirosseni verdi o violacei, e da metabrecce e metaialoclastiti. Sono frequenti
pillow lavas e pillow breccias.
Le lave, talora serpentinizzate, sovente massive e con grosse vene di quarzo
bianco, a tratti mostrano una pseudoscistosità, più spesso si presentano molto
alterate e degradate nelle porzioni superficiali.
Alla mesoscala le metabasiti si presentano prevalentemente massive con
filiazioni discontinue e poco accennate, mostrano inoltre colore verde-violaceo e
assenza di layering metamorfico. In sezione sottile mostrano una tessitura grano-
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blastica; un grado metamorfico in facies lawsonite-albite, con una paragenesi per
lo più costituita da albite, clorite, lawsonite, calcite, quarzo ed epidoto.
Nell’area del Foglio tali rocce affiorano prevalentemente ad O-NO dell’abitato di Malvito lungo la Valle del F. Esaro, mentre, limitati affioramenti sono
presenti ad E di Acquaformosa, alla località Pettinaro.
2.4.2. - Metacalcari di San Lorenzo del Vallo (OLM2)
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La copertura sedimentaria della formazione è rappresentata da una sequenza
debolmente metamorfica costituita da alternanze di: calcari da grigi a nocciola in
strati (60-80cm) e straterelli (5-20 cm), da lutitici a microcristallini con sporadici
noduli e liste di selce, calcari marnosi grigio-chiari a frattura concoide, calcareniti
e brecciole, peliti fogliettate giallastre, argilliti e marne dal verde al bruno. Rare le
intercalazioni di diaspri violacei e peliti rosso mattone e violacee.
L’intera successione sedimentaria è deformata in più fasi, e i termini calcarei,
talora sono assimilabili a calcescisti.
Affiorano bene esposti a Malvito e lungo valle Esaro; sul versante NE della
collina di Follorito tra Malvito e S. Sosti; e, subordinatamente, ad Odi Cassano
alla località Fontana di Moroglio,e nei dintorni del Lago di Tarsia in piccoli affioramenti, stratigraficamente non più spessi di 40-50 m.
In quest’area, al bordo SE del Foglio, alle calcilutiti si intercalano, in alcuni
affioramenti, straterelli di diaspri e calcari siliciferi rossi per tutto lo spessore
della sequenza esposta (circa 30-40 m al bivio tra la strada provinciale lungo Crati
e la SS 106 da Spezzano a Corigliano).
Nei termini calcarei meno deformati sono state rinvenute associazioni a calpionelle (Calpionella cf. alpina, Tintinnopsella sp., Remaniella sp., Calpionellopsis sp.) e radiolari che hanno permesso di collocare il membro al TitonicoNeocomiano.
2.5. - FORMAZIONE DI FOLLORITO (GFL)
In tale formazione sono comprese le rocce metamorfiche di alto grado, riferite
in passato alla formazione “dioritico-kinzigitica” Auct. o all’Unità Polia-Copanello di AMODIO MORELLI et alii (1976).
Si tratta prevalentemente di gneiss biotitico-granatiferi a sillimanite, spesso
a cordierite. A questo litotipo si alternano sporadicamente rocce anfibolitiche e
pirossenico-anfibolitiche, nonché paragneiss biotitici a grana fina in sottili livelli,
e piccole masse granitiche; abbondanti i filoni aplitico-pegmatitici anche di grosse
dimensioni.
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Gli gneiss dioritici e tonalitici hanno aspetto tipo granitoide, con spiccate isorientazioni delle fasi mineraliche. Sono formati prevalentemente da quarzo, plagioclasi, biotite e orneblenda verde.
All’osservazione mesoscopica il litotipo predominante è dato da gneiss migmatitico, caratterizzato, da una tessitura granoxenoblastica, nelle porzioni quarzoso-feldspatiche; e lepidonematoblastica, per le porzioni biotitico-sillimanitiche.
Le mesostrutture sono generalmente caratterizzate da una spiccata anisotropia
planare, dove il leucosoma e il melanosoma occupano una porzione volumetrica
all’incirca simile.
Le rocce presentano un grado metamorfico alto, caratterizzato da un primo
evento migmatitico e con locale sovraimpronta in facies scisti verdi.
Le rocce sovente a struttura massiva olocristallina o a bande si presentano
sempre intensamente alterate e degradate a formare coltri alteritiche da weathering
per spessori decametrici.
Le metamorfiti di alto grado affiorano diffusamente al limite sud-occidentale
del foglio, in località Montagna Grande, ad O di Malvito, presso il rilievo di Serra
di Caneli e in località Angoli a monte della SS. 105che da S. Sosti porta a Belvedere Marittimo. Altri affioramenti si osservano nei pressi del Lago di Tarsia, alla
località Bosco Grande (sponda sinistra), ed in località Pagliai-Quercia Rotonda
(sponda destra).
In tutti i casi le rocce (GFL) si trovano in posizione geometrica più elevata
nell’edificio a falde della Catena Costiera ed in contatto tettonico con tutti i termini litologici ad esse sottostanti.
Sulla sponda sinistra del Lago di Tarsia, in prossimità dello sbarramento artificiale, sono presenti piccoli affioramenti di graniti biotitico-muscovitico a grana
da fine a media, spesso intensamente fratturati (GFLa).
Per limitate aree gli gneiss sono sormontati, con caratteri trasgressivi, dal conglomerato Tortoniano (SDE1).
3. - NEOGENE TRASGRESSIVO
3.1. - FORMAZIONE DI S. AGATA D’ESARO (SDE)
L’intera successione sedimentaria compresa tra il Tortoniano ed il Pliocene
inf.-medio è ovunque trasgressiva su tutti i termini litologici sottostanti. La stessa
è stata suddivisa in sette intervalli stratigrafici ognuno dei quali mostra caratteristiche litologiche abbastanza uniformi nel Foglio rilevato (Foglio 543 “Cassano
allo Ionio”), mentre lo spessore degli stessi intervalli varia sensibilmente anche
tra affioramenti poco distanti fra loro (Fig.15).
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Fig. 15 - Quadro di correlazione stratigrafica: Tortoniano Inf.-Olocene
3.1.1. - Conglomerato basale (SDE1)
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Procedendo dal basso verso l’alto della successione, sono stati distinti i seguenti
membri: conglomerato basale (SDE1), argille ed argille siltose (SDE2), calcareniti
arenacee (SDE3), argille grigie e viola (SDE4), siltiti gialle (SDE5), argille con
gessi e gessoareniti (SDE6a - SDE6b), argille siltose ed argille marnose (SDE7).
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La base della successione è costituita da conglomerati poligenici a matrice
arenacea rossastra (SDE1), ben cementati, sovente a stratificazione indistinta, fortemente immaturi tessituralmente e composizionalmente. I clasti, le cui dimensioni variano da pochi centimetri a blocchi (la dimensione media prevalente è
intorno ai 30 cm), sono quasi esclusivamente di natura cristallino-metamorfica ed
hanno forme estremamente irregolari.
Verso le zone apicali dell’intervallo (ultimi 30 - 40 m) sono anche presenti
clasti di origine sedimentaria con dimensioni medie degli stessi nettamente inferiori a quelli del resto dell’intervallo e con forme per lo più arrotondate e spesso
appiattite.
Ai conglomerati si intercalano livelli metrici lenticolari di arenarie arcosiche
con, a luoghi, riconoscibile una laminazione obliqua; talora, invece, la matrice
diminuisce fino a mancare del tutto per cui i clasti sono a diretto contatto tra loro.
Indicazioni sull’età del membro conglomeratico sono state desunte solo dalla
posizione stratigrafica, passando questo verso l’alto e lateralmente al membro
argilloso (SDE2). L’unità è stata pertanto attribuita al Tortoniano inferiore in
accordo anche con quanto esposto in letteratura (PERRONE et alii. 1973 e PERRI
1996-97).
L’intervallo stratigrafico dei conglomerati di base mostra spessori che non
superano i 250 m ed affiora diffusamente sia ad E del paese di S. Agata D’Esaro
che nei pressi del Lago di Tarsia.
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Più in particolare, nella zona di S. Agata d’Esaro, i conglomerati affiorano
in destra idrografica del F. Esaro, in località Petitto ed in località Chiusure; in
sinistra dello stesso Fiume, lungo una fascia che borda alla base il rilievo di Serra
Follorito, dalla località P.te Follorito, alla località Scivolente e fino alla località
Gadursello. L’intervallo è presente anche a N del paese di S. Sosti fino in destra
del F. Occido ed ad O di Serra Ceraseto.
I conglomerati poggiano stratigraficamente, con caratteri trasgressivi, sui termini gnessiaci (GFL) ed il contatto è ben evidente in molti punti, come: in sinistra
idrografica del F. Esaro alla base S del versante meridionale di Serra Follorito ed
in località Quercia Rotonda, a monte dello sbarramento della Diga di Tarsia.
Più limitatamente i conglomerati riposano sui terreni del complesso ofiolitico
liguride, come in località Gadursello (nei pressi del km 32 della S.S. 105) ed in
località Chianereri, dove poggiano su OLM2 (metacalcari di Malvito), o come,
nella zona di Tarsia, dove poggiano sui termini della formazione di Diamante
(OFD1 e OFD2) in destra del F. Crati.
Ai conglomerati sovente si intercalano, verso l’alto della formazione, livelli
metrici di arenarie grossolane poco cementate, come in località Cozzarra (circa 2
km ad E di S. Agata d’Esaro) ed in località Scivolenta, dove mostrano una chiara
disposizione lenticolare. Queste arenarie raggiungono talvolta spessori considerevoli (40 - 50 m) fino a costituire un livello realmente piuttosto continuo che
chiude la formazione conglomeratica.
3.1.2. - Argille ed argille siltose (SDE2)
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Questo membro è costituito da argille ed argille siltose grigio-azzurre, senza
stratificazione evidente, con intercalati strati e straterelli centimetrici di siltiti ed
arenarie giallognole talora con cemento calcareo. A volte, all’interno dell’intervallo argilloso, sono anche presenti rari strati lenticolari di calcari grigi organizzati in piccoli strati mediamente spessi 2 -3 cm; gli unici elementi dai quali si può
dedurre una giacitura d’insieme del corpo sedimentario.
Il passaggio dal conglomerato basale alle argille è brusco ed è evidente in molti
punti di affioramento come nella località Cozzarra e Chiusure, ed in località Frasi,
rispettivamente in destra ed in sinistra idrografica del F. Esaro, poco ad E di S.
Agata; ed ancora in località Scivolenta e Fossa del Lupo; affiora, inoltre, in sinistra
idrografica del F. Crati, nei pressi del Lago di Tarsia, a S dell’abitato di Tarsia.
I caratteri litologici del membro argilloso, che mostra spessori massimi di
120 m, rimangono costanti e permettono una buona correlazione tra le diverse
aree di affioramento. In base al contenuto fossilifero caratterizzato da Globigerinoides quadrilobatus, Globigerina bulloides, Globigerina apertura Cushman,
Orbulina universa, Turborotalia quinqueloba;, tra i foraminiferi planctonici, e da:
Spiroplectammina carinata, Melonis sp., Uvigerina rutilia, Uvigerina peregrina,
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Valvulineria bradyana, Cibicides ungerianus, Bulimina costata tra i foraminiferi
bentonici, è stata attribuita al membro un’età Tortoniano Inf.- medio.
Nella Zona di Tarsia, nei dintorni del Lago, in eteropia di facies alle argille,
è presente una potente formazione (spessore massimo intorno a 100 m) di arenarie grossolane grigio-chiare (SDE2a), da massive a mal stratificate, con grado di
cementazione variabile, ed intercalazioni di sabbie brune a grana medio-fine e
rare intercalazioni lenticolari di silts argillosi giallo-rossastri.
Le arenarie generalmente immature composizionalmente, sovente risultano
costituite da abbondanti bioclasti, tanto da assumere a luoghi l’aspetto di calcareniti biancastre, nelle quali tra l’altro si rinvengono grossi echinidi deformati.
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3.1.3. - Calcareniti arenacee (SDE3);
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L’intervallo è rappresentato da calcareniti arenacee di colore bianco-giallastro, talora ben cementate, in strati e banchi nelle porzioni apicali del membro,
spesso a stratificazione indistinta nelle porzioni basali. Nella porzione mediana
dello stesso sono visibili strutture sedimentarie quali dune e megaripples ed inoltre laminazione parallela ed obliqua a grande scala.
Il passaggio con le argille sottostanti è netto e sovente discordante, a volte erosivo; nelle porzioni basali la formazione è spesso intercalata da livelli arenaceoconglomeratici o da sabbie brune sciolte, mentre, verso l’alto, le calcareniti sono
bioclastiche. All’osservazione macroscopica tra i bioclasti sono riconoscibili
frammenti di gusci di lamellibranchi, gasteropodi, Bbriozoi e radioli di echinidi.
Le calcareniti affiorano ad E di S. Agata d’Esaro, alla località Frassi, alla località Scivolente ed alla località Fossa del Lupo; a S O di Policastrello, alla località
Pantano; in limitati affioramenti nella località Corticara, Cozzo Arcomano ed in
località Pietra di Rialbo; ed ancora in località Farneto, lungo la S.S. N°105 al km
47, poco più a S del paese di Acquaformosa, alla località Carbonello e nell’alta
valle del T.te Fiumicello, alla località Petrina.
Le calcareniti mostrano una potenza massima intorno a 80 - 100 metri e sono
datate al Tortoniano superiore - Messiniano (PERRONE et alii 1973 e PERRI 1996-97).
3.1.4. - Argille grigie e viola (SDE4);
L’intervallo è costituito da argille grigie e viola, marne giallo-violacee a frattura
concoide con intercalazioni di strati e straterelli di arenarie brune spesso gradate.
Lo spessore di questo membro è stimato in circa 80 - 100 metri. Anche questo
intervallo è attribuito al Tortoniano superiore - Messiniano per la presenza, tra le
rare forme fossilifere datanti, di: Turborotalia quinqueloba, Neogloboquadrina
acostaensis sx.
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Il membro argilloso poggia in continuità di stratificazione sulle calcareniti
del precedente membro; il passaggio è brusco laddove le calcareniti sono poco
potenti, graduale quando lo spessore è maggiore.
Affioramenti dell’intervallo argilloso sono visibili in una vasta area ad E di
Policastrello, ad E di Saracena in località M.Tamburi, lungo il versante meridionale di Cozzo Arcomano ed in più limitati affioramenti, sia in destra che in
sinistra idrografica del F. Esaro, rispettivamente in località Venelli ed in località
Fontana S. Basile, e in località Fossa del Lupo.
3.1.5. - Siltiti gialle (SDE5)
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L’intervallo è costituito da siltiti gialle in straterelli centimetrici e lamine con
sporadiche mineralizzazioni dendritiche a manganese, marne calcaree di colore
ocraceo e calcari vacuolari giallo-bruni a cavità prismatiche vuote o riempite di
silt giallastri. Nei calcari sono, a luoghi, visibili dei cristalli di gesso di alcuni
millimetri.
Il contatto sulle unità sottostanti è sempre discordante; lo spessore varia da
poche decine di metri ad un massimo di circa 60 metri, mentre l’intervallo è attribuito al Messiniano (PERRONE et alii. 1973; PERRI 1996-97).
Il membro affiora in località Furnia a S di S. Sosti, in località Scivolente ed in
località Fossa del Lupo a N E di S. Agata d’Esaro, in località Pantano, in località
Molaro e lungo il versante meridionale di Cozzo Arcomano ad E di Policastrello,
in località Licastro e Massanova a S E di S. Donato di Ninea ed infine in località
Colaizzi a N di Saracena. Altri affioramenti ben esposti sono presenti in sinistra
idrografica del F. Esaro, poco a N della Fontana S. Basile e nei dintorni del Lago
di Tarsia.
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3.1.6. - Argille con gessi e gessoareniti (SDE6a - SDE6b)
Il membro è costituito da argille grigio-brune (SDE6a), talora argille siltose, a
stratificazione indistinta, contenente sottili straterelli e lamine di gesso. Intercalate alle argille si ritrovano a varie altezze dell’intervallo, strati di arenarie e siltiti
in strati che non superano i 20 -25 cm ed inoltre strati di calcareniti con spessori
massimi intorno ai 40 cm. La potenza complessiva dell’intervallo è intorno ai
100 m. Per continuità stratigrafica con SDE5 e con riferimento a dati di letteratura (PERRONE et alii. 1973; PERRI 1996-97) è stato attribuito alle argille con gessi
un’età messiniana.
Affioramenti di questa formazione sono visibili a N di S. Agata d’Esaro in
località Marturano, ad E di S. Sosti in località Martino, ad E e a S di Policastrello
tra la località Querciulla fino in sinistra idrografica del F. Occido, in destra oro-
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grafica del V.ne Ritorto ad E di Malvito, a S E di S. Donato di Ninea in località
Scala ed ancora in sinistra orografica del V.ne Palazzo ad E di Acquaformosa, in
sinistra idrografica del T.te. Galatro in località Pettinaro, in località M. Tamburi
ad E di Saracena, nel T.te Fiumicello tra Lungro e Saracena, dove le argille con
gessi sono tettonicamente sottoposte alla dolomia norica (DPRa) ed alla Formazione del Frido (OLFa). Sono da segnalare inoltre due piccoli affioramenti isolati (cartografabili alla scala 1:10.000 ma difficilmente rappresentabili alla scala
1:50.000) di cui uno si trova nella zona di Tavolara, a N di San Donato di Ninea
e l’altro ad O di Policastrello.
In affioramenti arealmente limitati sono presenti, spesso nella parte alta della
formazione argillosa, anche grossi banchi di gessoareniti e gessoruditi (SDE6b)
a struttura zonato-ondulata. Più in particolare il termine evaporitico è costituito
da un’alternanza di bande policrome (colore variabile dal bianco, al giallo, al
marrone) più spesse nella parte basale (30-40 cm) e molto sottili (lamine spesse
1-2 cm, sovente intensamente pieghettate (Fig. 21) in quelle apicali. Affioramenti
del membro gessoarenitico (SDE6b) che mostra uno spessore massimo intorno ai
35-40 m, sono visibili nella Valle del T.te Fiumicello, tra Altomonte e Firmo, e a
S E di Policastrello in località Iersi.
Nella Zona di Lungro le argille (SDE6a) includono anche grossi livelli di salgemma (alite) non affioranti, che in passato sono stati coltivati in miniera sotterranea (Miniera di Lungro).
Fig. 16 - Gessoareniti fortemente piegate con piani assiali paralleli e verticali. Località Castagneta
presso Lungo
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3.1.7. - Argille siltose ed argille marnose (SDE7)
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3.2. - FORMAZIONE DI VALLE ESARO (VSR)
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Il membro che chiude la formazione di S. Agata d’Esaro è costituita da argille
siltose ed argille marnose grigio-azzurre (SDE7), con stratificazione marcata da
sottili livelli arenacei, a luoghi riccamente fossilifere. L’intervallo è discordante
sulle sottostanti argille con gessi del Messiniano (SDE6a) ed il passaggio si rileva:
ad E e a S di S. Sosti, rispettivamente in località Vulcane ed in località Il Varco, in
località Scala a S E di S. Donato di Ninea e nei dintorni del Lago di Tarsia.
Nella zona di Tarsia, nelle porzioni basali dell’intervallo, sono intercalate
grosse lenti (spessore massimo circa 20-30 metri) di calcari algali grigio-biancastri (SDE7a), spesso arenacei con una ricca associazione di alghe, gusci di lamellibranchi ed echinidi.
Lo spessore di affioramento della Formazione non supera i 120 metri circa.
L’età della stessa è posta al Pliocene inf.-medio per la presenza di Globigerinoides obliquus extremus, Globigerinoides ruber, Globorotalia puncticulata, Orbulina universa d’Orbigny, Globigerina bulloides d’Orbigny, Neogloboquadrina
acostaensis dx, Neogloboquadrina atlantica Berggren, Sphaeroidinellospis sp.,
Neogloboquadrina continuosa, Paragloborotalia siakensis.
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Lungo la valle del Fiume Esaro, nel settore meridionale del Foglio, da
Malvito a Spezzano Albanese, affiora l’intera successione sedimentaria marina e
transizionale del Pleistocene (dal Santerniano al Pleistocene superiore probabile)
(Fig. 17). Questa successione, nel suo complesso affiorante per spessori di circa
400 m, è rappresentativa di un ciclo trasgressivo-regressivo completo (VEZZANI,
1968). Tale ciclo è discordante con le sottostanti argille del Pliocene inferiore.
Autori più recenti (CAROBENE et alii., 1997) confermano il ciclo trasgressivoregressivo di VEZZANI e nello stesso riconoscono 5 sequenze deposizionali
d’ordine inferiore, ognuna caratterizzata da tratti trasgressivo-regressivi.
RUSSO & SCHIATTARELLA (1997) infine riconoscono 2 cicli sedimentari
distinti. Altri numerosi Autori trattano aspetti differenti del corpo sedimentario
pleistocenico
Tra quelli citati ed altri Autori non v’è però concordanza di vedute, né
convergenza tra le analisi esposte, specie in ordine al numero ed estensione dei
cicli sedimentari.
Si ritiene, quindi, più funzionale alla descrizione e interpretazione delle
evidenze di terreno, ricondurre i processi ad un unico evento sedimentario in
accordo con VEZZANI (1968) e BURTON (1971). Tale evento sedimentario è da
collocare in un’area marina pericontinentale di mare basso nel quale, salvo che
nelle aree di depocentro, si risentono fortemente sia gli effetti della tettonica che
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Fig. 17 - Quadro interpretativo dei depositi pleistocenici
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gli eventi di oscillazione eustatica. Vale a dire che, considerando un golfo esteso
più o meno dal Pollino alla Sila e chiuso ad O dalla Catena Costiera, sui suoi
paleomargini è possibile ritrovare le diverse oscillazioni di riva e, quindi, cicli
sedimentari d’ordine via via inferiore.
Quanto sopra premesso, la porzione basale del ciclo sedimentario è costituita
da depositi conglomeratici a clasti poligenici arrotondati, e da sabbie con
intercalazioni più o meno frequenti di livelli clastici grossolani.
La variazione litologica in termini percentuali conglomerati/sabbie è rilevabile
lateralmente man mano che dai margini del bacino (pedemonte della Catena
Costiera; da Lungro, Firmo, Altomonte verso Mottafollone e Malvito) si procede
verso la aree di depocentro e cioè verso la Piana di Sibari, a E.
Infatti, per quanto le coperture consentono di osservare e in particolare per la
scarsità di affioramenti che non siano stati più o meno rimossi dalle attività agricole,
lungo le sezioni esposte, litologia e contenuto paleontologico di numerosi campioni,
permettono, dal basso verso l’alto, la distinzione dei seguenti corpi sedimentari:
3.2.1. - Sabbie di Santa Venere (VSR1-VSR1a-VSR1b)
Si tratta di depositi prevalentemente sabbiosi dal giallo al giallo-bruno,
caratterizzati alla base da conglomerati e ruditi grossolane, trasgressivi sia sul
substrato che sui termini mio-pliocenici in facies argillosa (SDE6 ed SDE7).
I conglomerati basali (SVR1a) contengono clasti di dimensioni fino a 20-30
cm, i quali hanno litologie differenti: metamorfici, calcarei e dolomitici. Gli stessi
evolvono verticalmente a una netta prevalenza dei termini sabbiosi. La parte
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3.2.2. - Argille di Serra la Guardia (VSR2 - lm)
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mediana dell’intervallo, infatti, è caratterizzata da sabbie da fini a grossolane
grigio-brune alle quali s’intercalano arenarie grossolane e bancate metriche di
conglomerati cementati; le sabbie sono spesso bioturbate con sedimentazione
incrociata e a festoni.
La porzione apicale è caratterizzata da sabbie fini giallo-biancastre evolventi
a silts argillosi grigio-bruni (SVR1b), con lenti di marne bruno-giallastre e sottili
straterelli di arenarie brune. Questa porzione è caratterizzata da una abbondante
presenza fossilifera (ostreidi e bivalvi) e da un orizzonte a coralli (Cladocora
caespitosa Linnaeus).
I dati paleontologici (foraminiferi) sono indicativi di un’età Pleistocene
inferiore (Santerniano).
Lo spessore dell’intero intervallo è estremamente variabile da un minimo di
circa 10 m ad un massimo di 50 -60 m.
I sedimenti in questione affiorano diffusamente al pedemonte della Catena,
lungo una fascia arcuata compresa tra il T.te Tiro ad E dell’abitato di Lungro e
l’abitato di Malvito, nonché al margine sud-orientale del Foglio, tra il Lago di
Tarsia ed il F. Esaro e cioè nelle aree marginali del bacino, rispettivamente verso
la Catena Costiera e la Sila.
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Sui bordi meridionali del Foglio e cioè lungo la dorsale spartiacque tra il
Fiume Crati ed il F. Esaro, l’intervallo sabbioso-conglomeratico (SVR1), passa
verso l’alto ad argille e argille siltose di colore grigio-azzurro. Sono argille ricche
in foraminiferi planctonici di età Pleistocene inferiore (Santerniano-Emiliano):
Globigerina bulloides, Globigerinoides ruber, Orbulina universa e bentonici
Hyalinea balthica, Melonis pedanum, Bulimina inflata, Pyrgo sp, Uvigerina
peregrina, Globocassidulina carinata, Superiormente le argille sono intercalate,
via via con maggiore frequenza, da strati di argille sabbiose e quindi sabbie o
arenarie tenere le quali preludono all’evento regressivo superiore.
Lo spessore massimo affiorante delle argille è di poco inferiore ai 70 m e
le stesse, da Tarsia verso N, si ispessiscono progressivamente fino a divenire
la formazione geometricamente più bassa in affioramento di tutto il ciclo
pleistocenico. Ciò avviene in destra della Valle dell’Esaro e nelle basse valli del
T.te Tiro e del F. Garga.
In queste aree, costituenti il depocentro del bacino, è quindi probabile che
le argille siano in parte eteropiche al complesso conglomeratico-sabbioso
sovrastante (SVR3).
Nei pressi dell’abitato di Cassano allo Jonio sono presenti all’interno della
formazione lenti olistostromiche (lm) di argilliti fogliettate e scisti argillitici
grigio-nerastri afferenti alla formazione del Frido (OLF).
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3.2.3. - Conglomerati di Torrente Fiumarello (VSR3)
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Tra gli abitati di Altomonte, Firmo e Lungro, e dal Torrente Grondo ad
Altomonte, affiora un corpo sedimentario costituito essenzialmente da ghiaie,
talora con matrice sabbiosa grossolana sciolta o debolmente cementata. I
sedimenti sono organizzati per livelli metrici stratoidi o lenticolari. A questi si
intercalano a diverse altezze corpi deltizi di spessore sui 2-3 m, strutturati in
clinostrati progradanti. Questi intervalli vengono a luoghi superiormente limitati
da livelli decimetrici normalmente stratificati e costituiti da sedimenti rosso
mattone fortemente induriti (probabili paleosuoli).
Lo spessore complessivo delle ghiaie affioranti è dell’ordine dei 70-80 m,
con rari affioramenti che mostrano spessori anche di 140-150 m. In direzione
O-E e cioè dal pedemonte della Catena verso i fondovalle del Coscile, le ghiaie
mostrano una riduzione della granulometria fino a sabbie più o meno grossolane.
Appare pertanto verosimile supporre che le ghiaie rappresentino un corpo
sedimentario fluvio-marino di transizione che gradualmente si estende nei
sedimenti sabbiosi di piana tidale e quindi in toto o in parte nelle argille azzurre
di Serra La Guardia (SVR2) che costituiscono il depocentro del bacino. Ciò
equivale a individuare nelle ghiaie di Altomonte una zona di apice del prisma
sedimentario trasgressivo-regressivo pleistocenico. Infatti le stesse ghiaie
poggiano direttamente sul corpo sedimentario basale del ciclo (SVR1) come si
rileva in Contrada Senise, in sinistra Grondo e a circa 2,5 km a O di Altomonte.
Al contempo vengono stratigraficamente sormontate verso E dal complesso
regressivo SVR4 del quale si dirà in appresso, come si rileva tra Altomonte e la
valle del Grondo, a S, oltre che a N e a N-E di Altomonte verso Firmo.
Verso l’area di Catena infine e cioè ancora più verso O, l’insieme dei termini
basale (SVR1), intermedio (SVR3) e superiore (SVR4) del ciclo sedimentario
tendono complessivamente a ridursi di spessore e sfumare in un corpo
sedimentario unico sabbioso-conglomeratico con totale scomparsa delle argille
SVR2, e comprendente in posizione mediana la terminazione delle ghiaie (vedi
quadro litostratigrafico).
Nella stessa zona di apice del prisma sedimentario, là dove si risente il controllo sedimentario da parte del fagliamento tensivo del margine orientale della
Catena è possibile inoltre osservare l’organizzazione dei depositi clastici costieri
di delta-conoide in strutture sedimentarie di accrescimento per rotazione dei blocchi di substrato su faglie sinsedimentarie attive (Valle del T. Tiro all’altezza di
Firmo).
Lo sviluppo di una tettonica intensa in età pleistocenica su tutto il bacino, è
infatti documentabile anche dal fagliamento dei terrazzi marini corrispondenti ed
è già noto in letteratura (BURTON, 1971; TORTORICI, 1980).
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3.2.4. - Conglomerati di Serra dell’Ospedale (VSR4 - VSR4a - VSR4b)
(cfr. Conglomerati di Lauropoli nel F. 535 “Trebisacce”).
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Un complesso conglomeratico-sabbioso, localmente intercalato da arenarie
grossolane rosso scuro o lenti di argille siltose grigie, chiude il ciclo sedimentario
pleistocenico.
L’evento regressivo, almeno per la zona di Tarsia, avviene in maniera graduale,
infatti, le argille di Serra la Guardia evolvono progressivamente, attraverso apporti
sabbiosi e sabbioso-siltosi giallastri prima, e quindi a sabbie o arenarie tenere le
quali preludono all’evento regressivo superiore rappresentato da conglomerati e
ghiaie intercalati da sabbie grossolane.
La formazione di chiusura, da O verso E, tende a ridursi di spessore;
passando da spessori massimi di circa 150-170 m, fino a minimi di 30-40 m
presso Terranova di Sibari (adiacente Foglio 544). Anche la natura litologica dei
clasti dei conglomerati varia spostandosi da O verso E; infatti da clasti calcarei
e metamorfici a O (area sorgente la Catena Costiera) si passa a clasti di natura
cristallino-metamorfica, in prevalenza graniti e gneiss, a E (area sorgente il
sistema montuoso della Sila).
Il complesso sedimentario in questione si estende così dal vertice del prisma
deposizionale (pedemonte della Catena a O di Altomonte e Mottafollone) verso
E, fino a ricoprire in toto o in parte gli alti strutturali di Cassano, Spezzano e
Tarsia in via di individuazione nell’assetto morfostrutturale attuale.
Alti strutturali, questi, allineati all’incirca NE-SO e dissecati da faglie
normali su direzioni prevalenti N50 e N140-160, i quali divengono attivi come
aree sorgenti di apporti detritici in fase terminale del ciclo regressivo SVR4
(Pleistocene superiore-Tirreniano?). Infatti, il complesso sedimentario regressivo,
nelle sue porzioni terminali, quale affiora ai margini degli alti strutturali da Tarsia
a Cassano è tipicamente organizzato in sistemi deposizionali delta-conoide di tipo
Gilbert (COLELLA, 1988) e cioè con caratteri di netta prossimalità a un’area
emersa.
Direzione di propagazione e geometria dei sistemi top-fore-bottom set
sembrerebbero indicare provenienze dei sedimenti in maniera prevalente dal
secondo quadrante. Ciò porta come conseguenza che alla fine del regime
sedimentario di generale regressione e sollevamento delle aree del bacino del
Coscile, gli alti strutturali citati fossero in parte emersi; si distinguono depositi
di conglomerati grossolani (SVR4b), clasti di natura cristallina da moderatamente
addensati a sciolti con intercalazioni di arenarie grossolane rosso-mattone e lenti
di argille siltose grige (SVR4a)
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4. - DEPOSITI QUATERNARI
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La cartografia dei depositi alluvionali e delle coperture (frane e detriti),
comprese le informazioni qui riportate, derivano dalle osservazioni di terreno e
dall’analisi di foto aeree.
Per approfondimenti a fini applicativi (cartografia geotematica, studi geotecnici, ecc.) sarebbero state necessarie indagini strumentali poiché questi depositi
sono frequentemente sede di attività antropiche. Per questa ragione i depositi
detritici quaternari sono spesso rielaborati (arature, scavi, riporti, cementazioni,
vie di collegamento e così via) ed in questi casi il loro riconoscimento è possibile
solo grazie ad osservazioni geomorfologiche a larga scala.
4.1 - DEPOSITI TERRAZZATI (bn (1...4))
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Il recente sollevamento dell’area, attribuito al Pliocene Medio (CAROBENE,
1997), ha determinato la graduale emersione dei corpi sedimentari di conoidi deltizie appartenenti al bacino idrografico del Coscile. Successivamente la formazione di un nuovo reticolo idrografico ha contribuito ad isolare progressivamente
le aree sommitali terrazzandole in maniera netta. Tali superfici, a luoghi, risultano
sbloccate dalla successiva tettonica tensiva come p.e i terrazzi in sinistra al Torrente Garga ed in sinistra al Fiume Esaro.
I depositi terrazzati sono costituiti prevalentemente da materiali ossidati (terra
rossa) e ciottoli, derivanti da processi di alterazione e rimaneggiamento della
formazione sottostante, e poggiano in netta discordanza sulle successioni pliopleistoceniche di base.
Gli ordini delle superfici spianate, riconoscibili nell’ambito del Foglio, sono
essenzialmente quattro e marcano così le fasi di regressione marina e di riordino del sistema idrografico che s’imposta, progressivamente, su nuovi livelli
erosivi di base. Pertanto la successione dei depositi regressivi è individuabile nei
seguenti ristretti intervalli altimetrici:
I ordine: tra i 400 ed i 640m che affiora, con superfici debolmente inclinate,
prevalentemente sui versanti occidentali dell’abitato di Cassano
allo Ionio; residui lembi sono altresì presenti a Nord dell’abitato di
Altomonte;
II ordine: tra i 300 ed i 400 m, comprende vaste spianate che si estendono
tra l’abitato di Firmo ed in sinistra Coscile e risultano incise dallo
stesso e dalla Valle del Fiume Garga, nonché da corsi d’acqua
minori;
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III ordine: tra i 200 ed i 300m, comprende le superfici terrazzate ubicate prevalentemente a Sud dell’abitato di Cassano, nonché a Nord e nei
dintorni dell’abitato di Roggiano Gravina. I rispettivi orli si presentano quasi sempre demoliti e quindi irregolari, inoltre in destra
alla valle del Coscile alcuni lembi risultano di poco sbloccati da
faglie orientate NE-SO;
IV ordine: tra i 100 ed i 200m rappresenta l’ordine topograficamente più
basso e con i margini più incisi. Le superfici terrazzate si collocano
prevalentemente sul lato orientale del Foglio ed in particolar modo
in prossimità dell’apice da cui si diparte il ventaglio dei maggiori
corsi d’acqua di zona che poi defluiscono nell’Esaro.
Età: Pleistocene Medio-Sup.
4.2. - DEPOSITI TRAVERTINOSI (f1)
4.3. - CONOIDI ALLUVIONALI
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Calcari concrezionali teneri e concrezioni calcaree incrostanti di colore variabile dal bruno al bianco giallastro. I sedimenti sono generalmente fini, siltosi e
vacuolari, talora associati a calcareniti bianco-giallastre porose e friabili con resti
di macrofossili non datanti. Affiorano limitatamente sia in destra che in sinistra
del Fiume Coscile nei pressi rispettivamente delle località Piano di Castello e
Masseria Varcasia, con spessori massimi di 60-70m.
Età: Olocene
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Gli accumuli di conoide, nell’intero Foglio, sono del tutto scarsi e, ove esistenti, abbastanza modesti. Piccoli coni di detrito tuttavia si rinvengono al bordo
settentrionale e meridionale del lago artificiale di Tarsia e a valle dello stesso sbarramento. Altre piccole conoidi si rinvengono, inoltre, in sinistra del Fiume Occido
e Follone. I depositi sono caratterizzati prevalentemente da ghiaie e sabbie, talora
limi, mal classati, privi di strutture sedimentarie e con aspetto caotico, nonché
fortemente addensati. Tali depositi presentano una sezione leggermente convessa
con spessore maggiore nella parte apicale ed hanno, in pianta, forma a ventaglio.
Nella maggioranza dei casi, il riconoscimento di tali depositi è possibile grazie a
questa tipica morfologia, poiché l’ambiente di conoide è spesso sede di intenso
sfruttamento da parte dell’uomo e raramente è possibile studiarne le caratteristiche litologiche e sedimentologiche.
Età: Olocene
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4.4. - DEPOSITI ALLUVIONALI FISSATI (ba)
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Gli attuali corsi d’acqua, essendo prevalentemente in fase erosiva, incidono,
in più tratti del loro corso, i rispettivi depositi, spesso fino a coinvolgere le rocce
di substrato; i depositi alluvionali vengono così a trovarsi quasi sempre a quote
superiori rispetto all’alveo attuale. Litologicamente si tratta di depositi ghiaiosi
embriciati, sabbie con abbondanti ciottoli e depositi sabbioso limosi fissati dalla
vegetazione (ba) o rielaborati dall’attività antropica (arature, scavi, riporti, cementazioni, vie di collegamento e così via) che ne impedisce, quindi, un maggiore
studio di dettaglio. Questi affiorano prevalentemente nel margine orientale del
Foglio ed in particolare nell’area in cui i principali corsi d’acqua confluiscono nel
Fiume Esaro.
Età: Olocene
4.5. - COLTRE ELUVIO-COLLUVIALE (b2)
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4.6. - DEPOSITI DI FRANA (a1-a1a)
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Sono raggruppati tutti i depositi a prevalente tessitura limo-sabbiosa con
immersi clasti di varie dimensioni, accumulatisi lungo i versanti sia per trasporto
in massa e/o ruscellamento diffuso (depositi colluviali) che per elaborazione in
posto (prodotti eluviali). Inoltre, prevalentemente sui depositi costieri grossolani
della fase regressiva (VSR4), è impostato un sistema di terrazzamento costituito
essenzialmente dalla elaborazione subaerea dei sedimenti di chiusura, con apporti
modesti di detriti di versante e terre rosse. Questi ultimi formano, a luoghi, croste
di spessore metrico indurite che talora marcano le scarpate di margine dei terrazzi.
Età: Olocene
I depositi relativi ai corpi di frana compresi in carta, non sono stati distinti in
base alle caratteristiche morfogenetiche ma in base allo stato di attività: il deposito
di una frana che non mostra evidenze di movimenti recenti (a1a) è stato descritto
come accumulo gravitativo di materiale eterogeneo ed eterometrico attualmente
non in movimento. Un deposito di frana che presenta, invece, evidenze di recenti
movimenti e che quindi si possa ragionevolmente considerare come messo in
posto nelle attuali condizioni morfoclimatiche (a1), è stato descritto come accumulo gravitativo di materiale eterogeneo ed eterometrico ad assetto caotico
attualmente in evoluzione.
Nel Foglio rilevato i principali movimenti gravitativi si registrano lungo
la fascia collinare pedemontana che raccorda le Unità carbonatiche di Catena
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Costiera con i terreni mio-pliocenici, dove le principali forme di dissesto gravitativo sono riconducibili a frane per scorrimento rotazionale e traslativo. Colamenti
evidenti sono stati invece rinvenuti in terreni sedimentari incoerenti quali: sabbie,
argille ed argille-siltose con intercalazioni di corpi conglomeratici e sabbiosi.
Limitati fenomeni di distacchi e crolli, non cartografabili, si registrano inoltre
in aree a forte acclività, in special modo nelle valli fortemente incise che si sviluppano tra i versanti carbonatici. I fenomeni di collasso gravitativo più estesi si
rilevano, comunque, lungo i versanti caratterizzati da terreni appartenenti alla
formazione del Frido (OLF), costituiti generalmente da alternanze di argilloscisti
e quarzoareniti. Età: Olocene
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4.7. - DEPOSITI DI VERSANTE PER GRAVITÀ (ab-ab)
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Sui versanti meno ripidi e ai piedi delle scarpate si accumulano, per gravità e
ruscellamento superficiale, detriti eterogenei ed eterometrici in scarsa matrice. Le
dimensioni dei clasti variano da pochi centimetri ai grossi blocchi dell’ordine del
m3 e, sia pur distinti durante il rilevamento di dettaglio, ai fini di questo progetto
sono stati accorpati in un’unica Unità quaternaria; è stato invece conservato il
dettaglio relativo all’età, poiché i termini più antichi si presentano con un grado
di cementazione più o meno spinto (ab), mentre i più recenti appaiono completamente sciolti (a). Laddove questi depositi a prevalente origine gravitativa assumono forma conoidale, è stata riconosciuta e cartografata la relativa forma. Età:
Olocene
4.8. - DEPOSITI ALLUVIONALI MOBILI (b)
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I depositi alluvionali di poco elevati (1-2m) rispetto all’alveo attuale che possono, pertanto, essere rielaborati durante le piene, nonché essere parzialmente
coinvolti dalle normali variazioni di portata stagionali e non risultano fissati dalla
vegetazione arborea, sono stati considerati depositi attualmente in evoluzione e
quindi mobili (b). Tali depositi risultano costituiti essenzialmente da ghiaie medio
grossolane pressoché prive di matrice in quanto dilavata durante il trasporto. Età:
Attuale.
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V - TETTONICA ED EVOLUZIONE STRUTTURALE
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Nell’area dei Fogli 542 “Verbicaro” e 543 “Cassano allo Ionio” sono state
riconosciute, caratterizzate e cartografate strutture tettoniche antiche e recenti,
espressioni della zona di massimo restringimento dell’orogene Arco calabro con
la sovrapposizione di terreni bacinali metamorfici su complessi metamorfici di
foreland.
Data la singolarità dei due fogli in questione ed adiacenti proprio in asse allo
spartiacque regionale N-S, si ritiene funzionale esporre unitariamente il quadro
tettonico, ciò al fine di evitare inutili ripetizioni e confusioni, dal momento che le
strutture attraversano la catena montuosa e quindi si estendono in continuità tra
i Fogli “Verbicaro” e “Cassano allo Jonio”. Per una più completa interpretazione
della tettonica del margine Nord dell’Arco calabro, sono stati compiuti diversi
itinerari per estendere il rilevamento ai due fogli limitrofi a settentrione, “Castrovillari” e “Maratea”.
Le prime strutture di carattere compressivo, sono rappresentate da sovrascorrimenti prodottisi in ambiente sia fragile che duttile e da strutture plicative,
entrambi connessi alla strutturazione del thrust-system che ha portato all’impilamento delle diverse unità tettonostratigrafiche affioranti. Queste strutture sono
state riconosciute fino a tutto il Tortoniano medio e, data l’età nonché la tipologia
delle stesse, non presentano alcun significato morfologico e risultano smembrate
da strutture tettoniche più recenti.
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Fig. 18 - Panoramica del versante sinistro orografico di Valle Rosa. Da sinistra a destra nella foto:
il versante è tettonicamente molto traumatizzato ma si individuano con buona evidenza le strutture
prevalenti che determinano l’assetto attuale. La linea puntinata indica più o meno i termini più alti
calcareo-dolomitici sovrapposti a quelli calcareo-filladici intermedi, sempre all’interno della stessa
serie triassica; il Monte La Mula e la grande piega dei livelli medio superiori della formazione di San
Donato a prevalenza di calcari e filladi intercalate. Le linee bianche frontali sono faglie dirette e le
frecce ne indicano le aree ribassate; la linea puntinata nei tre blocchi a sinistra segna il passaggio
tra le filladi basali e i carbonati metamorfici dei livelli mediani della formazione di San Donato nel
blocco di destra. La foto è stata scattata dal Piano di Artemisia.
Fig. 19 - Ricostruzione strutturale nelle sue linee essenziali, delle metamorfiti della formazione di
San Donato nel settore a S e SE di Monte La Mula e Cozzo del Pellegrino. Zone in asse alla catena
montuosa (da IETTO et alii, 2003), a cavallo dei Fogli 542 e 543. i terreni affioranti sono quelli più
vecchi in catena, ascritti all’Anisico; alla base, geometrie delle successioni mesozoiche.
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Queste ultime sono rappresentate prevalentemente da faglie ad alto angolo
caratterizzate generalmente da cinematismi originariamente trascorrenti, destrorsi
o sinistrorsi, a seconda delle direzioni delle famiglie a cui sono riconducibili.
Alcune faglie trascorrenti di rilevanza regionale sono talora caratterizzate, nei settori di terminazione, di sovrapposizione e lungo i tratti caratterizzati da variazioni
di direzione e/o di inclinazione, da fenomeni prevalentemente transpressivi che
hanno portato alla formazione di thrust e pieghe.
La quasi totalità delle faglie trascorrenti, ed alcune superfici di sovrascorrimento, sono state interessate da successive riattivazioni “passive” secondo cinematismi prevalentemente normali, compatibilmente con il campo di stress tardivo
connesso con le fasi post-orogeniche estensionali, iniziate dal Pliocene superiore
e tutt’ora in atto, legate al sollevamento isostatico dell’Appennino meridionale
stesso prodottosi in seguito al distaccamento in profondità della placca ionica
subdotta (WESTAWAY, 1993; WORTEL & SPACKMAN, 1993; DE JONGE et alii, 1994).
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1. - DESCRIZIONE DELLA METODOLOGIA DI STUDIO
1.1. - ANALISI MACROSTRUTTURALE
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Lo studio si è sviluppato attraverso un’analisi geologico-strutturale eseguita
dalla macro alla meso-scala. Allo scopo, si è proceduto attraverso vari stadi di
lavoro, di seguito descritti in ordine logico.
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Lo studio macrostrutturale degli elementi tettonici recenti prodottisi per lo più
in seguito a deformazioni fragili, è stato basato, inizialmente, sull’individuazione
e sulla caratterizzazione degli indicatori morfoneotettonici, nonché sull’analisi delle loro interrelazioni. In primo luogo sono state considerate le scarpate
di faglia; queste determinano versanti rettilinei resi discontinui da movimenti in
massa di varia tipologia ed entità. Altri indicatori presi in considerazione sono
stati: le faccette (triangolari e trapezoidali), i picchi isolati, i corsi d’acqua rettilinei, o modellati “a gomito” o a “doppio gomito” e, più raramente, le diversioni e le inversioni del reticolo di drenaggio. L’analisi del profilo dei crinali ha
consentito di caratterizzare discontinuità altimetriche e plano-altimetriche, con
“gradini” e “selle” allineate attraverso sistemi di crinali adiacenti. Indicatori morfoneotettonici significativi sono stati infine le superfici d’erosione quaternarie.
Il grado di “freschezza” morfologica dei suddetti indicatori è legato all’età delle
deformazioni tettoniche, all’”erodibilità”dei litotipi coinvolti nelle deformazioni,
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nonché alla tipologia di struttura. In particolare, per quanto riguarda le faglie normali e/o trascorrenti, il riconoscimento è risultato abbastanza agevole, in quanto
i piani di faglia, intersecando generalmente con andamento verticale o subverticale la superficie topografica, mostrano un buon contrasto morfologico rispetto
all’orografia (qui si potrebbe inserire il riferimento alla figura foto 000 messa in
precedenza. Viceversa i sovrascorrimenti, presentando piani da poco inclinati a
sub-orizzontali, sono poco evidenti morfologicamente e spesso possono confondersi con le superfici di strato.
Lo studio macrostrutturale si è sviluppato, a scala progressivamente crescente,
attraverso una fase di interpretazione di immagini da satellite stereoscopiche e di
foto aeree, a cui è seguita una fase di rilevamento di campagna atta a verificare
gli “indizi” morfoneotettonici. In tal modo è stato possibile definire le strutture
recenti a varie scale di riferimento ed ottenere così una loro gerarchizzazione.
L’interpretazione di immagini da satellite (del tipo SPOT pancromatico, in
scala 1.100.000-500.000) ha portato, attraverso il censimento, la selezione e la
caratterizzazione di fotoallineamenti, fotolineazioni e fotolineamenti geotettonici,
alla individuazione degli elementi strutturali regionali recenti del primo ordine
Mediante la successiva fase di interpretazione di foto aeree, di scala compresa
tra 1:75.000 e 1:13.000, si è operata una “zoomata” sugli elementi riconosciuti
nella fase precedente. In tal modo è stato possibile caratterizzare con maggiore
dettaglio gli indizi morfoneotettonici del primo ordine ed individuare gli indizi
morfoneotettonici di ordine inferiore, non compatibili con la scala delle immagini
da satellite.
La fase di rilevamento geologico di campagna ha consentito di verificare le
ipotesi neotettoniche sui lineamenti individuati nelle fasi precedenti, attraverso
un rilevamento geologico volto essenzialmente a definire i rapporti geometrici
e stratigrafici delle unità stratigrafiche e tettonostratigrafiche affioranti nelle
immediate vicinanze degli elementi tettonici recenti.
La sintesi delle fasi di studio testè argomentate ha condotto all’elaborazione
di una “carta degli elementi tettonici recenti”, in cui sono stati rappresentati i
principali elementi morfostrutturali dell’area, unitamente ai diversi tipi di indicatori morfoneotettonici. Ove possibile, gli stili strutturali di superficie sono stati
confrontati ed affinati con dati di sottosuolo.
Lo studio macrostrutturale delle strutture più antiche, non significative da un
punto di vista geomorfologico, è stato basato esclusivamente sul rilevamento geologico di campagna al fine di verificare i rapporti geometrici e geologico-stratigrafici tra le varie unità stratigrafiche e tettonostratigrafiche e sui rilievi mesostrutturali. In particolare, essendo le strutture antiche rappresentate prevalentemente
da sovrascorrimenti profondi e da pieghe, ed, in subordine, da sovrascorrimenti
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superficiali, gli studi sono stati basati essenzialmente sull’analisi delle deformazioni duttili.
1.2. - STUDIO MESOSTRUTTURALE
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Gli elementi tettonici antichi e recenti, riconosciuti nell’area di studio, sono
stati fatti oggetto di successivi studi meso-strutturali basati sull’analisi statistica
degli indicatori cinematici.
Riguardo all’analisi delle deformazioni fragili, rimandando per ulteriori
approfondimenti ad HANCOCK (1984), gli indicatori cinematici presi in considerazione sono rappresentati da piani di faglia incisi da strie con gradini di calcite e
di stilolite, ciottoli improntati, superfici R-R’, ciottoli striati. L’analisi degli indicatori cinematici ha consentito di comprovare la natura tettonica dei lineamenti
individuati alla macroscala, valutare le direzioni di spostamento tra i differenti
blocchi, definire la cronologia relativa ed assoluta e le direzioni degli sforzi principali medi e classificare quindi le tipologie di strutture.
I dati mesostrutturali delle strutture fragili sono stati raccolti in stazioni di
misura distribuite uniformemente nei settori studiati, in numero sufficiente per
un’analisi statistica significativa. Per ogni piano di faglia striato sono stati misurati la direzione, il “dip” (immersione e inclinazione) ed il “pitch” (angolo formato tra la stria e la direzione del piano di faglia), ed è stato determinato anche
il verso di movimento lungo la stessa stria (normale, inverso, trascorrente destro/
sinistro, obliquo). Ai fini dello studio, sono stati presi in considerazione soltanto
le meso-faglie i cui indicatori cinematici erano definibili con certezza. Sono stati
identificati e misurati 226 piani di faglia striati che, essendo distribuiti uniformemente nell’area di studio, costituiscono un campione statificamente significativo
per l’analisi strutturale.
Le meso-faglie sono state successivamente raggruppate, per affinità cinematica e giaciturale, in più famiglie, correlabili con differenti eventi deformativi,
e rappresentate su diagrammi stereografici di Schmidt (emisfero inferiore). Per
ogni famiglia costituita da un numero di faglie superiore a cinque (ciò ai fin di
un’analisi statistica attendibile), sono stati calcolati, mediante il metodo degli
angoli diedri (ANGELIER, 1979) gli sforzi principali medi (σ1, σ2, σ3).
Riguardo alle deformazioni duttili, sono state prese in considerazione le
superfici di clivaggio, le lineazioni di intersezione e strutture plicative di vario
ordine (dalle pieghe del primo ordine, alle drag folds, ecc.). In particolare gli
assi delle pieghe sono stati rappresentati su diagrammi stereografici di Schmidt
(emisfero inferiore). Sono stati identificati e misurati 93 assi di pieghe distribuiti
uniformemente nell’area di studio
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1.3. - DESCRIZIONE DEI DATI
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L’area di studio rappresenta uno tra i settori a maggiore complessità strutturale nel quadro geologico del Mediterraneo centrale, in quanto ricade immediatamente a N del limite tra le propaggini più meridionali della catena appenninica e
l’Arco Calabro-peloritano.
Inoltre l’area rappresenta il settore di transizione tra due elementi strutturali
del primo ordine rappresentati da:
- l’horst della Catena Costiera calabra, strutturato da faglie distensive ad andamento N-S che sollevano e delimitano i litotipi cristallino-metamorfici paleozoici rispetto ai depositi sedimentari prevalentemente tortoniano-quaternari
che riempiono la depressione tettonica (graben) della Valle del F. Crati;
- la Linea del Pollino, rappresentata da una faglia normal-trascorrente sinistra, che ha giocato fino a tutto il Pleistocene medio un ruolo fondamentale
nel trasporto orogenico fino alla posizione attuale dell’Arco Calabro-peloritano (DEWEY et alii, 1989).
Sembra opportuno premettere come, in queste condizioni, il presente lavoro
geo-strutturale non sia potuto risultare esaustivo rispetto ai diversi aspetti delle
deformazioni tettoniche che hanno coinvolto l’area; ai fini della realizzazione
della Carta, è stata posta maggiore attenzione sulle deformazioni post-orogeniche, prevalentemente fragili, che hanno portato alla strutturazione dell’assetto
tettonico attuale.
Riguardo alle deformazioni duttili profonde, connesse con i processi di subduzione che hanno contribuito in modo sensibile alla strutturazione dell’orogene
appenninico, si ritiene che debbano essere effettuati ulteriori studi, soprattutto di
carattere petrografico-strutturale, volti a ricostruire, con un adeguato dettaglio, la
storia deformativa dell’orogene, attraverso il riconoscimento e la differenziazione
di differenti gruppi di elementi strutturali che si sono formati in differenti condizioni tettono-metamorfiche susseguitesi temporalmente.
Con le premesse esposte, l’insieme dei dati raccolti, elaborati ed interpretati,
consente di definire strutturalmente la zona di studio un horst (d’ora in poi denominato “Horst della Mula”) delimitato, ad E, dalla direttrice tettonica regionale
subverticale ad andamento NE-SO “Saracena-Acquaformosa-S.Agata d’Esaro”
e, ad O, dalle direttrici tettoniche, anch’esse sub-verticali, ad andamento N-S
“Verbicaro-Monte Montea” e “Buonvicino-Sangineto”. Le suddette direttrici
hanno sollevato e delimitato le unità dell’orogene appenninico prevalentemente
carbonatiche, della Dolomia Principale e dell’Unità di San Donato, rispetto ai termini liguridi (Unità del Frido, Unità ofiolitifere) e calabridi (Unità di Alto grado
metamorfico).
In particolare, la direttrice “Saracena-Acquaformosa-Sant’Agata d’Esaro”
rappresenta una faglia che ha evidenziato cinematismi inizialmente sinistri e,
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successivamente, movimenti che sono evoluti progressivamente da nomal-trascorrenti sinistri a “dip slip” normali; la faglia ribassa verso E e si sviluppa, con
continuità e con direzione sostanzialmente costante, per una lunghezza complessiva di 30 km.
Le direttrici “Verbicaro-Monte Montea” e “Buonvicino-Sangineto” (relativamente al Foglio “Cassano allo Jonio”) rappresentano invece faglie che hanno evidenziato cinematismi inizialmente destri e, successivamente, sono stati interessati
da movimenti che sono evoluti progressivamente da nomal-trascorrenti destri a
“dip slip” normali; le due suddette faglie ribassano verso il versante tirrenico e si
sviluppano per lunghezze complessive rispettivamente di 19 km e 14 km.
Ai suddetti sistemi di faglie del primo ordine sono associate strutture di rango
inferiore rappresentate sia da faglie, sintetiche ed antitetiche.
I singoli segmenti di faglia hanno dislocato e smembrato l’edificio a thrust e
pieghe rappresentato dall’orogene appenninico, nonché un sistema di faglie ad
andamento medio ONO-ESE mostranti cinematismi trascorrenti sinistri, legato
alla “Linea del Pollino”, interposto temporalmente tra le strutture compressive
della catena e le strutture normal-trascorrenti che individuano l’Horst della Mula.
Le strutture ad andamento ONO-ESE caratterizzano il settore più settentrionale
dell’area di studio, che ricade a ridosso della Linea del Pollino. Anche le suddette
strutture hanno evidenziato movimenti sinistri fino al Pleistocene medio e sono
state successivamente riattivate in normale. Durante la fase trascorrente lungo tali
faglie si sono prodotte strutture transpressive, rappresentate da sovrascorrimenti
e pieghe, che hanno “assorbito” le componenti di trascorrenza in settori di terminazione, di sovrapposizione e nei tratti in cui si verificano variazioni di direzione
delle faglie stesse (CATALANO et alii, 1993).
Le riattivazioni “passive” come faglie normali, legate agli eventi estensionali
tardivi connessi con il sollevamento in atto dell’Appennino meridionale, hanno
coinvolto tulle le faglie ad alto angolo, originariamente trascorrenti (destrorsi o
sinistrorsi), che sono disposte in posizione cinematicamente compatibile con la
direzione di estensione massima E-O (LANZAFAME & TORTORICI, 1981; TORTORICI,
1981) determinata dall’uplifting della catena. Le riattivazioni hanno coinvolto
anche i thrust, originando caratteristiche LANF (Low Angle Normal Faults).
1.4. - STADI TETTONICI E STRUTTURE RELATIVE
Sulla scorta di affinità cinematiche e giaciturali, nonché della loro cronologia
relativa ed assoluta, le strutture riconosciute nell’area in esame hanno consentito
di distinguere quattro stadi deformativi (Stadi A, B, C, D), ognuno dei quali comprendente una o più famiglie di strutture (Tab.1).
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TABELLA 1
1.4.1. - Stadio A
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Tab.1:
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Comprende tutte quelle strutture che hanno portato alla strutturazione
dell’orogene appenninico. Pertanto in questo stadio sono comprese le strutture
compressive, fragili e duttili, che si sono formate durante la costruzione del cuneo
di accrezione attraverso una deformazione di taglio semplice sviluppatasi a differenti livelli crostali. Esse sono costituite da pieghe ed accavallamenti che, in
riferimento anche al lavoro di MONACO et alii (1994), si sarebbero sviluppati prevalentemente durante il Miocene documentando una compressione massima e,
quindi, una direzione di trasporto, verso NE, come ben documentato, tra l’altro,
dall’analisi meso-strutturale.
Alla macroscala, gli accavallamenti legati a questa fase deformativa, che
presentano direzioni medie NO-SE, costituiscono la maggior parte di quelli che
caratterizzano l’area di studio. Essi avrebbero prodotto la sovrapposizione tettonica delle unità liguridi (Unità dal Frido, Unità Diamante-Terranova e Unità di
Malvito) sulle unità carbonatiche, nonché frequenti sovrapposizioni tra le unità
della catena appenninica. L’evento deformativo sarebbe altresì responsabile della
formazione di duplex di varia estensione, verticale ed areale, che si rinvengono
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generalmente lungo le principali superfici di sovrascorrimento. Tra questi è
opportuno segnalare: i duplex di rocce basaltiche e metabasaltiche (unità ofiolitiche) presenti all’interno dell’Unità del Frido; i duplex di depositi messiniani
presenti incassati meccanicamente all’interno delle unità carbonatiche (il più rilevante è quello intercettato dalla perforazione della galleria dell’Abatemarco); i
duplex, riscontrabili a vari livelli, di differenti elementi delle unità carbonatiche
lungo i quali si determinano inversioni degli originari rapporti stratigrafici tra le
successioni carbonatiche.
I sovrascorrimenti sono ben evidenti alla meso-scala (famiglia T2) e documentano vergenze complessive verso NE. Questi presentano piani orientati N120° e
debolmente inclinanti (inclinazioni tra 0-10°, in corrispondenza di flat, e 40-50°,
in corrispondenza di ramp) prevalentemente verso NO (thrust, foto 1) e verso SE
(backthrust, foto 2 ed 3) ed evidenziano movimenti da dip-slip, in corrispondenza
di rampe frontali (pitches prossimi ai 90°), ad obliqui, in corrispondenza di rampe
laterali (pitches da 0° a 40-50°), dove le direzioni dei piani assumono un andamento medio NE-SO. I sovrascorrimenti T2 sono stati riscontrati fino a tutto il
Tortoniano superiore-Messiniano.
Le strutture plicative prodottesi durante lo Stadio A sono cinematicamente
compatibili con i sovrascorrimenti (anch’esse documentano una compressione
massima orizzontale orientata NE-SO). Alla macroscala, le strutture plicative
interessano tutti i litotipi pre-tortoniani con assi orientati per lo più N120° (campo
di variabilità 90-130°), come si evince dalla Carta e dal diagramma di Fig.21. La
vergenza delle pieghe è prevalentemente verso SO. Tra le maggiori pieghe riconosciute alla macro-scala si menzionano, in ordine di importanza:
1 - L’imponente piega-thrust coricata di Monte la Mula e la Muletta (Fig.20);
2 - Il fronte di sovrascorrimento e la zona di cerniera sono visibili in spettacolari
affioramenti lungo i versanti in sinistra orografica della Valle del Fiume Rosa;
3 - I terreni coinvolti in cerniera e dislocati dal sovrascorrimento sembrano confinati, come deformazione massima, alla formazione di San Donato (dal complesso silico-clastico basale al complesso dolomitico superiore). La struttura
infatti mostra i caratteri di un blind-thrust e, da E verso O, sia il “complesso
calcareo intermedio” che il “complesso dolomitico superiore”, tendono progressivamente (nei pressi di Varco del Palombaro), ad assumere l’assetto di
un’anticlinale asimmetrica con scomparsa sia del fianco rovescio che del
thrust basale. Nel settore meridionale del Varco del Palombaro, l’antiforme
coinvolge esclusivamente il “complesso dolomitico superiore” della serie di
San Donato, il quale è sormontato, dai pressi di Serra Cannaroso fino a Monte
Montea, dalla Dolomia Principale”
4- L’anticlinale di Monte la Cresta. Questa solleva il complesso filladico fino a
quote intorno ai 1700 m s.l.m. Sul fianco settentrionale dell’anticlinale, alle
filladi segue stratigraficamente l’intera successione della formazione di San
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Donato che culmina, per potenza, presso Monte Cozzo del Pellegrino. Sul
fianco meridionale, le filladi fanno passaggio ai calcari grigi (con livelli a
diplopore) di Cozzo di Vallescura, i quali, ancora più a sud, nei pressi di Serra
Paratizzi e Acqua di Frida, tendono a verticalizzare fino a rovesciarsi.
5 - La serie di pieghe con piani assiali sub-paralleli immergenti verso nord tra
Serra Limpida e Cozzo del Pezzente (ad ovest di Cozzo del Pellegrino). I
terreni affioranti coinvolti nel piegamento sono rappresentati dagli intervalli
mediani e superiori della formazione di San Donato.
6 - Il sistema anticlinorio di loc. Schiena di Rossale, rappresentate da un sistema di
pieghe isoclinali e con piani assiali immergenti verso sud di 60-70°. Il sistema
coinvolge il membro filladico basale della formazione di San Donato. Questa
struttura, il cui asse principale si sviluppa per oltre 2 km, tende ad esaurirsi
progressivamente in ondulazioni sempre più blande verso nord, mentre verso
sud (Piano della Tavolara) è limitata da faglie ad alto angolo.
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Alla mesoscala, le strutture plicative riferibili allo Stadio A (famiglia P120)
sono ben documentate in tutti i litotipi affioranti d’età compresa tra il Trias ed il
Miocene superiore. Le mesopieghe presentano giaciture degli assi generalmente
sub-orizzontali o debolmente inclinanti (inclinazione media = 20-30°; inclinazione massima=50°) sia verso SE (foto 4) che verso NO. Le direzioni degli assi
oscillano tra N90° e N140°.
Fig. 20 - Panoramica del piegamento che interessa quasi l’intero corpo centrale della catena in corrispondenza di Monte La Mula.
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1.4.2. - Stadio B
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Comprende le deformazioni legate allo sviluppo di strutture trascorrenti sinistre ad andamento ONO-ESE (campo di variabilità N90-130°). Secondo CATALANO et alii (1993) tali strutture sarebbero riferibili ad una fascia trascorrente di
rilevanza regionale, culminante con la Linea del Pollino, che caratterizza l’area
del confine tra Calabria e Lucania; gli Autori ritengono che esse si siano sviluppate
nell’ultima fase dei processi collisionali nel Pleistocene inferiore-medio. Durante
questo stadio, infatti, il forte inspessimento crostale avrebbe inibito la ulteriore
propagazione verso zone più esterne del sistema a thrust prodottosi durante lo
stadio precedente, favorendo invece l’attivazione di strutture trascorrenti.
Alla macroscala, le strutture trascorrenti caratterizzano il settore nord-orientale dell’area di studio, che ricade immediatamente a S della Linea del Pollino. Le
strutture interessano sia il substrato carbonatico che i terreni liguridi e miocenici
sovrastanti. Tra le macrostrutture appartenenti al suddetto sistema è opportuno
citare:
1 - il sistema di faglie di carattere trascorrente-normale sinistro, che si sviluppa
in direzione ONO-ESE, tra gli abitati di Lungro Saracena e Piano di Novacco.
Le faglie giustappongono i termini filladici (SDN3) dell’unità metamorfica di
San Donato ai calcari cristallini (SDN1) della successione non metamorfica
della stessa unità. Ad ovest dell’allineamento Serra della Lupara-La Montagnola, il sistema viene dislocato da faglie ad alto angolo (orientate sia N-S che
NE-SO) prodottesi durante il successivo Stadio C.
2 - In Loc. Tavolara, una delle strutture ONO-ESE solleva un duplex costituito
da metamorfiti appartenenti all’’Unità del Frido, originariamente interposto
in posizione tettonica entro i termini dell’unità metamorfica di San Donato.
Situazione del tutto simile si riscontra, nell’ambito dello stesso sistema, in
Loc. Piano di Campolongo, dove un duplex costituito da brecce poligeniche
del Paleocene (SBN4) e da dololutiti noriche appartenenti alla Dolomia Principale (DPRa), interposto meccanicamente all’interno dei calcari cristallini
appartenenti all’Unità di San Donato, viene sollevato da una struttura trascorrente-normale ONO-ESE.
3 - Nei dintorni dell’abitato di San Donato di Ninea il sistema ONO-ESE solleva
blocchi di metacalcari (SDN4) appartenenti all’Unità di San Donato rispetto ai
litotipi filladici (SDN3) all’interno dei quali erano originariamente inglobati in
duplex.
Alla mesoscala queste strutture (F3) hanno evidenziato direzioni medie
intorno a N120°, con strutture associate (anch’esse caratterizzate da movimenti
sinistrorsi) mostranti direzioni intorno a N100°, che sono interpretabili come
Riedel (R). I piani delle meso-faglie T3 si presentano per lo più verticali o fortemente immergenti verso SO e, in subordine, verso NE. Le strie sui piani ad
immersione SO si presentano da orizzontali (Fig.21) ad inclinanti fino a 30° verso
SE, mentre sui piani ad immersione NE inclinano verso NO.
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Fig. 21 - Particolare di piano di faglia striato su Tm-dc orientato ONO-ESE con fratture di Riedel (R)
eciottoli improntati che evidenziano movimenti di tipo strike-slip sinistri (foto scattata lungo Fiume Rosa)
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Le strutture trascorrenti sinistre documentano, alla luce dei dati meso-strutturali, una direzione di compressione massima (T1) ed orientata all’incirca E-O.
Nei settori di interferenza tra i singoli segmenti di faglie trascorrenti, si individuano aree in transpressione a cui sono riferibili strutture compressive quali thrust
e pieghe. Tali strutture evidenziano cinematismi compatibili con T1 orizzontale
orientato E-O, le cui traiettorie possono subire rotazioni nei settori di interferenza
tra faglie fino a direzioni NO-SE (MONACO & TANSI, 1992), dando pertanto origine
a sovrascorrimenti con piani vergenti verso NO (thrust) e verso SE (backthrust) e
a pieghe con assi orientati N20 (campo di variabilità N 170-30°) (Fig. 22).
In particolare, le pieghe d’origine transpressiva ripiegano gli assi delle pieghe
con assi orientati N120; il ripiegamento genera strutture di interferenza con duomi
e selle allineati mediamente in direzione NNE-SSO. Il maggiore alto strutturale
compreso nell’area dei Fogli 542 e 543, è diretta conseguenza della fase plicativa
appena descritta; a testimonianza degli sforzi, rimangono le culminazioni topografiche in allineamento e cioè: Schiena di Rossale (filladi basali di San Donato);
Cozzo di Pellegrino; Cozzo di Vallescura; la Mula e la Muletta (metacalcari di
San Donato); Cozzo Rondinella e Monte Spina Santa (dolomie superiori di San
Donato). Questo asse strutturale NNE-SSO si immerge, verso O, al di sotto dei
grandi corpi Dolomia Principale norica, che forma l’intero gruppo montuoso,
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allineato anch’esso NNE-SSO, di Sasso dei Greci, M. Montea, M. La Caccia,
M. Cannitello (tutte cime comprese tra i 1300 e i 1800 m s.l.m.). In successione
verso la costa tirrenica, seguono gli spessori massimi conservati della successione
di Verbicaro che culminano anch’essi a quote superiori ai 1000 m s.l.m. (Monte
Frattina e La Castelluccia). Altre evidenze del ripiegamento sono fornite dalla
marcata ondulazione degli assi N120° con prevalenza delle immersioni verso O,
talora prossimi alla verticale, nei pressi di Colle Barretta, a monte di Saracena.
Le pieghe d’origine transpressiva sono ben evidenti alla meso-scala (famiglia
P40) e presentano giaciture degli assi generalmente sub-orizzontali o debolmente
inclinanti (inclinazione media = 20°; inclinazione massima=40°) sia verso NE
(foto 8) che verso SO. Le direzioni degli assi oscillano tra N0° e N 60°.
La fase plicativa N20° è certamente post-messiniana, come dimostrano le
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Fig. 22 - Modello cinematico delle strutture transpressive (thrust e pieghe) prodotte da interferenza
tra le faglie trascorrenti sinistre ad andamento ONO-ESE (da MONACO & TANSI, 1992, leggermente
modificato). (a) schema geometrico. (b) concentrazione degli stress; in puntinato le aree in compressione, in rigato le aree in distensione. (c) riorientazione delle traiettorie del T1
deformazioni degli affioramenti in Loc. Serra Ceraseto, nel settore podemontano
SO di Monte La Muletta, dove le argille a gessi ed i conglomerati basali vengono
limitati e deformati dalla stretta antiforme asimmetrica orientata NNE-SSO, che
da Serra Ceraseto si estende a N, fino a Monte Carroso e, a S, fino al Piano di
Artemisia per uno sviluppo complessivo di oltre 6 km.
I thrust d’origine transpressiva presentano, alla macroscala, piani orientati
mediamente NE-SO e vergenze prevalenti verso SE e, in sub-ordine, verso NO.
Alla mesoscala, i suddetti thrust (famiglia T1) documentano una compressione media NO-SE. I thrust presentano piani orientati prevalentemente NE-SO e
debolmente inclinanti (inclinazioni tra 0-10°, in corrispondenza di flat, e 40-50°,
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in corrispondenza di ramp) prevalentemente verso SE (thrust, foto 9-10) e verso
NO (backthrust) ed evidenziano movimenti da dip slip in corrispondenza di
rampe frontali (pitches prossimi ai 90°) ad obliqui in corrispondenza di rampe
laterali (pitches da 0° a 40-50°) dove le direzioni dei piani assumono un andamento medio NO-SE.
1.4.3. - Stadio C
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Comprende le deformazioni legate allo sviluppo di faglie trascorrenti destre
con componente normale ad orientamento medio N-S (campo di variabilità
N160°-20°) e di faglie trascorrenti sinistre con componente normale ad orientamento medio N60° (campo di variabilità N40°-N70°). I suddetti sistemi documentano una direzione di compressione massima orientata NE-SO (Fig. 23).
Alla macroscala, le strutture prodottesi durante lo Stadio C sono le più diffuse
nell’area di studio e, come già accennato precedentemente, determinano l’assetto
neotettonico dell’area, individuando l’Horst della Mula.
Le strutture appartenenti al sistema N-S caratterizzano il settore occidentale
dell’area di studio dove sono
organizzate in un sistema a
“gradinata” di faglie normali
ribassanti ad O verso il Mar
Tirreno. Tra queste faglie si
segnalano, in ordine di importanza:
1 - la faglia “Verbicaro-Monte
Montea”. Essa rappresenta
una delle principali strutture responsabili del sollevamento, lungo il versante
tirrenico, dei litotipi carbonatici che costituiscono
l’Horst della Mula. In particolare lungo il tratto più
settentrionale della faglia,
compreso tra le Locc. Caccarella e Traversa, la faglia
determina il sollevamento
Fig. 23 - Modello cinematico dello Stadio C. All’evento
della sequenza quasi comdeformativo sono legate le strutture trascorrenti-normali
pleta della successione di
N-S e N60° prodotte da una compressione media NE-SO
e responsabili dell’individuazione dell’Horst della Mula.
Verbicaro (parte delle for-
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mazioni di Serra Bonangelo, Alberosa e di Sant’Agata d’Esaro) e la giustapposizione di questa rispetto all’alternanza di argilloscisti e quarzareniti appartenenti
all’unità del Frido (OLF). Lungo il suo tratto meridionale, compreso tra Loc.
Cannavo e Passo dello Scalone, la struttura è invece responsabile della giustapposizione dei due termini (DPRa e DPRb) che costituiscono la Dolomia Principale.
La faglia “Buonvicino-Sangineto” concorre anch’essa al sollevamento delle
unità carbonatiche che costituiscono l’Horst della Mula, rappresentati dai termini della Dolomia Principale e dagli orizzonti basali della successione di
Verbicaro, rispetto alle metamorfiti dell’Unità del Frido.
La faglia “Sangineto Lido-Diamante-Cirella” determina, lungo il suo tratto
settentrionale (tra Cirella e Diamante), il sollevamento di termini riferibili
alla successione di Verbicaro (SBN4), alla Dolomia Principale (DPR), ed alle
unità liguridi (OFD e OLF) rispetto ai depositi sabbioso-conglomeratici del
Pleistocene superiore-Siciliano; lungo il suo tratto meridionale (tra Diamante
e Sangineto Lido) la struttura determina invece il sollevamento delle unità
altomioceniche (rappresentate da SDNn), rispetto ai depositi bn.
Lungo il suddetto sistema a “gradinata” di faglie, si riconoscono strutture sintetiche di minore importanza che giustappongono variamente i litotipi dell’unità
del Frido con i vari termini appartenenti alla successione di Verbicaro.
Nel settore orientale dell’area di studio le faglie N-S dislocano, con rigetti
molto limitati, i depositi quaternari. Tra queste strutture si segnalano, in ordine
di importanza: la faglia “Manca Vigna-Roggiano Gravina”, ribassante verso
E; la faglia “Altomonte-Piano di Rosa”, ribassante verso O; il sistema di faglie
che giustappongono variamente i litotipi della catena con i depositi quaternari,
nel settore compreso tra Tarsia e San Lorenzo del Vallo.
Alla mesoscala, le faglie ad andamento medio N-S (famiglia F2) hanno evidenziato cinematismi che passano progressivamente da strike-slip destri (strie
orizzontali, Fig.24) a normal-trascorrenti destri (strie immergenti fino a 50°).
Le direzioni medie oscillano intorno a N0° (campo di variabilità tra N170° e
N30°). I piani presentano andamento da sub-verticale a subverticale (inclinazioni massime = 60°) ed immergono in prevalenza verso O e, in sub-ordine,
verso E.
Le faglie appartenenti al sistema N60° caratterizzano il settore orientale
dell’area di studio dove sono organizzate in un sistema a “gradinata” di faglie
ribassanti a SE, verso la Valle del F. Crati. Tra queste faglie si segnalano, in
ordine di importanza
la faglia “Saracena-Acquaformosa-Sant’Agata d’Esaro” che, come già accennato in paragrafi precedenti, delimita ad oriente l’Horst della Mula. Nel tratto
compreso tra Saracena e San Donato di Ninea, la struttura determina il sollevamento dei termini dell’unità metamorfica di San Donato (SDN3-5) rispetto alle
metamorfiti dell’unità del Frido. Nel tratto compreso tra San Donato di Ninea e
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S.Agata d’Esaro, la struttura solleva i vari termini metamorfici (SDN3-5) e non
metamorfici (SDN1-2) dell’unità di San Donato, rispetto a vari termini delle
unità liguridi (OLM, OFD, OLF), alle unità di alto grado metamorfico (GFL),
nonché ai depositi alto-miocenici.
6 - La faglia “Timpone del Pino-Capi di Rosa”, che struttura la porzione sommitale del lato orientale dell’Horst della Mula, dislocando i termini metamorfici
(Tfl, Tmda, Tmc) e non metamorfici (Tc, Tdc) dell’unità di San Donato.
7 - La faglia “Monte Tamburi-Altomonte-Malvito”, che struttura la porzione
basale dell’Horst, dislocando quasi esclusivamente i depositi quaternari, fatta
eccezione per il settore mediano della stessa, lungo cui si attua il sollevamento
delle metamorfiti dell’unità del Frido rispetto ai depositi quaternari.
8 - La faglia “Serra Follorito-Piano di Rose”, che rappresenta una struttura antitetica rispetto al sistema a “gradinata”, struttura invece il bordo orientale
dell’Horst della Mula. Lungo tale struttura si attua il sollevamento dei calcari
cristallini della successione non metamorfica di San Donato (Tc), rispetto ai
depositi altomiocenici (Mcl) ed ai litotipi metamorfici (Tmc, Tmdc) dell’unità
di San Donato.
Le faglie ad andamento N60° (famiglia F1), hanno evidenziato, alla mesoscala, cinematismi che passano progressivamente da strike-slip sinistri (strie oriz-
Fig. 24 - Particolare di piano di faglia striato su Gcs, orientato N-S ed immergente verso O, con
fratture di Riedel e ciottoli improntati che evidenziano movimenti destri-normali (pitch immergente di
20° verso N). Foto scattata a sud di Verbicaro
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zontali) a normal-trascorrenti sinistri (strie immergenti fino a 40-50°). Le direzioni medie oscillano intorno a N60° (campo di variabilità tra N40° e N70°). I
piani presentano andamento da sub-verticale a subverticale (inclinazioni massime
= 60°) ed immergono in prevalenza verso SE e, in sub-ordine, verso NO.
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1.4.4. - Stadio D
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E’ rappresentato da una tettonica distensiva che, essendo prodotta da una direzione di estensione massima orizzontale (T3) orientata E-O (LANZAFAME & TORTORICI, 1981; TORTORICI, 1981), riattiva le preesistenti faglie trascorrenti prodottesi
durante gli stadi B, C e D, le quali presentano sui loro piani strie verticali (dipslip) o sub-verticali (oblique) sovrapposte a quelle orizzontali o sub-orizzontali.
L’evento è stato altresì responsabile della locale riattivazione di alcune rampe di
thrust prodottesi sia durante lo Stadio A (T2) che durante lo Stadio B (T1) dando
origine a caratteristiche LANF (Fig. 25).
Questa deformazione in distensione si sviluppa probabilmente a partire dal
Fig. 25 - Modello cinematico dello Stadio D. All’evento deformativo sono legate le riattivazioni in
normale delle strutture trascorrenti ONO-ESE, delle strutture trascorrenti-normali N-S e N60°, e di
alcune rampe di thrust (LANF). L’evento è prodotto da una estensionemedia E-O
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Pleistocene superiore e continua presumibilmente fino all’Attuale, definendo le
caratteristiche sismotettoniche dell’Appennino meridionale.
L’evento deformativo ha prodotto lungo le faglie trascorrenti ad alto angolo
formatesi durante gli Stadi B, C e D, un sensibile incremento dei rigetti verticali
con conseguenti risvolti sui caratteri morfoneotettonici delle stesse, i quali risultano particolarmente evidenti nell’area. Gli indicatori morfoneotettonici legati
all’attività tardiva di queste faglie appaiono infatti particolarmente “freschi” morfologicamente e sono rappresentati da diffuse faccette triangolari e trapezoidali,
nonché da discontinuità altimetriche di crinale, che marcano le principali dislocazioni. Talora sono altresì riconoscibili discontinuità plano-altimetriche dei crinali,
che confermano le componenti di trascorrenza documentate alla mesoscala.
Alla mesoscala, le strutture ad alto angolo, originariamente trascorrenti, riferibili allo Stadio D, evidenziano chiaramente un costante e progressivo passaggio da movimenti obliqui (cinematismi normali-sinistri, per le famiglie F1.1 ed
F3.1; cinematismi normali-destri per la famiglia F2,) a movimenti di tipo dip-slip
(pitches intorno ai 90°). La successione di questi eventi è ben documentata dalla
presenza di strie sovrapposte sui piani di faglia (Fig.26).
Alla meso-scala sono evidenti anche le testimonianze della riattivazione passiva lungo le rampe di thrust.
Fig. 26 - Particolare di piano di faglia striato su dva, orientato ONO-ESE ed immergente verso SO,
con fratture di Riedel che evidenziano movimenti obliqui sinistri-normali (pitch immergente di 60°
verso SE). Foto scattata lungo la strada che conduce al Santuario della Madonna del Pettoruto.
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VI - ABSTRACT
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Contiguous Sheets 542 “Verbicaro” and 543 “Cassano allo Jonio” include
areas, grounds and structures that are among the most complex and uncertain
of the Apennine. These are complex since they include the collisional margin
between Europe and Africa with interposed basin sediments of Tetide; they are
uncertain since it is very difficult to reconstruct residual fragments of an orogen
that is transversally critical-tapered. Moreover they do not crop up entirely.
The issues emerged on the above mentioned sheets are enriched by data provided by Sheets “Maratea” to the south and “Castrovillari” to the north. Metamorphism deletes the rocks diagnostic features even though the gradient is extremely
variable: from rocks with typical facies such as dolomites ad muscovite (auct.)
and plagioclases to rocks rich in fossils so well-preserved that level and form
of growth can be assessed (i.e. in the Megalodon). This can sometimes suggest
diversities in the outlines of the rocky bodies at the stage of orogenic transportation. The present work does not suggest this since some metamorphic elements
are always found such as recrystallisation, brandimage and shale characteristics of the terrigenous terms although in thin interlayers. In the postmesozoic
grounds modifications of neither the texture nor lithologies of original sediments
are found. The difference between the two sheets is not the tectonics or cronostratigraphy but rather the presence and extent of northern depressions variously
associated to large fluvial basins that are being filled such as the case of the Crati
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and Cascile basins on the Sheet “Cassano”. To the contrary “Verbicaro” mainly
spreads over grounds that form the mountain range. However on both Sheets
the most ancient outcropping grounds are composed of a thick terrigenous scarp
deposit (over 1000 m) with included lenticular layers rich in Diplodore. However
the Anisean age of these mud-mounds could also extend up to the Permian if the
underlying phyllites are considered. Phyllites and meta-arenites were gradually
replaced by a carbonate sedimentation and probably occurred following the interpretation scheme of Figure XX. Prevailing but not exclusive meta-limestones
date back to the entire Trias and until the Carnic. Dolomitic coastal breccia facies
close the Trias and at the Mt Castelluccio (“Cassano” Sheet) they give place to
limestones with large gypsum metasomatic crystals and calcite of Jurassic age.
Then limestones with Foraminifera and ammonites date back to the Lias age and
spread with partly limestone/terrigenous facies until they are covered by polygenic breccias of Cretacic age. At this point it should be clear that both Sheets
do not exhibit definite and exposed sequences when they are more than 50 m
thick. Intense tectonic activity affects and dismantles sediments into fragments
thus their absolute stratigraphic position is hardly ever definite. Cretacic breccias
end the metamorphic and sedimentary Mesozoic where some lacuna of various
size are included i.e. the case of the transgressive event of Contrada Molivento
(Cassano Sheet).
The Trias-cretacic epimetamorphic margin series overlies basin sediments which are similarly metamorphic and of various lithologies - in various points.
This is the all-inclusive formation of the Frido that varies from phyllitic metaargillites to meta-sandstones, to sulphites and plagioclases. Both Sheets exhibit
magmatic events both at Mesozoic level (Trias of San Donato) - such as limburgite dyke intrusions - and as fragments and rocky blocks of ophiolites in the Frido
formation and other similar sequences such as Diamante-Terranova, Malvito.
Over the margin or basin Mesozoic - which is now a range owing to orogenesis - the Upper Miocene presents a transgression with arenaceous-sandy gypsum
and deposits that spread along the entire Neozoic and vary according to the uprising areas and its forms.
Continental Quaternary is better represented on the “Cassano” Sheet rather
than on the “Verbicaro” Sheet where the joint erosive action of sea and ground
makes its persistence more precarious. Along the sides of Crati and Esaro-Cascile
valleys several orders of terraces can be observed; the extensive fan deltas of Cassano allo Jonio and Castrovillari flow along these sides.
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