Formazione del territorio della penisola italica

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Facoltà di ScienzeMFN - Materia: geologia regionale
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La formazione del nostro paese deriva da vari fattori geologici di primaria e secondaria importanza.

L'orogenesi alpino himalayana[modifica]

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Uno dei fattori di formazione del territorio italiano di primaria importanza è l'orogenesi alpino himalayana che diede vita alla catena alpina.
L'orogenesi è un fenomeno geologico che iniziò nel corso del periodo Cretaceo (più o meno cento milioni di anni fa) conclusosi nel corso del Miocene(15 milioni di anni fa), l'orogenesi è una serie di accavallamenti rocciosi, slittamenti, sovrapposizioni e deformazioni. Le Zolle geologiche, e più precisamente la Zolla africana e quella europea dette anche "cratoni", vennero a contatto fra di loro provocando la compressione di materiale roccioso, materiale che proveniva dall'antico bacino oceanico primordiale "ligure-piemontese" ampio 1.000 km e lungo 5.000. Le rocce costituenti questo bacino erano formate da crosta lavica ricoperta di sedimenti raccoltisi nella fossa geosinclinale, sedimenti che finirono nell'oceano in seguito all'azione di forze orogenetiche di distensione che a loro volta erano determinate da correnti di convezione subcrostali rivolte in opposte direzioni. Per effetto di tali forze di trazione il fondo oceanico geosinclinale fu soggetto ad una serie di faglie "trasformi" - cioè fratture delle zolle trasversali a scorrimento orizzontale; queste faglie produssero l'emersione di materiale sismico proveniente dal mantello terrestre e conseguente sprofondamento della zolla geosinclinale. In seguito alla spinta prodotta dalla zolla africana contro la zolla europea tutte le rocce del fondo oceanico si compressero e si ripiegarono fra di loro accavallandosi fino a formare la catena montuosa alpina.

La Laurasia, il blocco europeo e la formazione del territorio italiano[modifica]

Laurasia-Gondwana it.svg

La storia geologica del nostro paese tuttavia deve collegarsi a quella delle terre emerse. Duecento milioni di anni fa tutte le terre erano riunite in un unico blocco chiamato Pangea circondato da un oceano chiamato Panthalassa.

Profonde spaccature generatesi sulla superficie della Pangea diedero adito alla sua rottura e la seguente formazione di due grossi blocchi: Laurasia, a nord, nel quale erano riunite le terre che in seguito diversificandosi diventeranno l'America del Nord, L'Europa e parte dell'Asia, e Gondwana, a sud, che comprende l'Africa, parte dell'Asia, l'America del sud, l'Australia e l'Antartide. Tra questi due blocchi si formò l'Oceano della Tetide. Il settore occidentale del Gondwana si staccò con una frattura verticale circa 170 milioni di anni fa. All'interno della frattura sorse l'Oceano Atlantico.
Questa frattura allargandosi spostò verso est l'Africa, producendo l'isolamento della Tetide che si trovò chiuso tra la zolla africana e il margine meridionale di quella che sarebbe diventata l'Europa. Le terre così disposte vengono comunemente chiamate la paleoeuropa e il promontorio africano o «Insubria». Susseguentemente l'Africa si staccò dall'America meridionale mentre Europa e America settentrionale rimasero unite per separarsi più tardi nell'evoluzione geologica delle terre emerse dando così espansione a nord all'Oceano Atlantico. Nel Gondwana si staccava la penisola indiana per viaggiare verso la Laurasia e andare dopo un viaggio di 5.000 km, a unirsi alla stessa con una forza d'impatto tale da dar forma alla catena himalayana. Allo stesso modo i materiali della geosinclinale si accavallarono in enormi falde di ricoprimento verso nord e il margine settentrionale del continente africano scivolando su quello europeo andò a formare le due principali catene montuose dell'Italia: le Alpi ad est e gli Appennini ad ovest.

La formazione della catena montuosa Appenninica[modifica]

Quando si formarono gli Appennini, si trovavano in una posizione diversa dall'attuale Erano disposti, sul prolungamento delle Alpi e collegavano la catena montuosa alpina a quella della Spagna meridionale. Subito dopo la nascita, però, gli Appennini subirono un'imponente rotazione antioraria, facendo perno nel golfo ligure e facendo un movimento di circa 45° la catena appenninica si trascinò un tratto del continente europeo che non era stato interessato dall'orogenesi alpina. Questa zolla di antico continente europeo è divenuta in seguito alle varie rivoluzioni geologiche conseguenti l'attuale Sardegna e parte della Corsica. Anche la penisola iberica fu interessata da questo movimento rotatorio e avvicinandosi al lato occidentale della Francia compresse i sedimenti che riempivano una piccola depressione i quali accavallandosi e riavvolgendosi su loro stessi diedero forma alla catena Pireneica. La migrazione della catena appenninica avveniva ad una velocità maggiore di quella che interessava il blocco sardo-corso, per questa ragione fra i due tratti di terra si aprì una frattura che in seguito, riempiendosi d'acqua ed allargandosi diede forma al mar Tirreno, Il mar Tirreno è dunque un mare geologicamente parlando di formazione molto giovane, essendosi completati gli spostamenti che lo formarono soltanto cinque milioni di anni fa. In sintesi le deformazioni che hanno dato luogo alla costituzione della catena alpino-appenninica interessarono sedimenti che si erano depositati nella geosinclinale, rocce basaltiche del fondo della geosinclinale e parti marginali dei due blocchi continentali paleoeuropeo e paleoafricano.

Le falde di ricoprimento[modifica]

Sedimenti mesozoici e cenozoici che si erano depositati in corrispondenza della piattaforma continentale paleoeuropea formarono falde di ricoprimento che sono dette Elvetidi. Il basamento sialico europeo, che affiora a tratti nei massicci dell'Argentera, del Monte Bianco, del Aar-Gottardo e del Pelvoux-Belledonne ed in genere nelle Alpi occidentali sono esempi affioranti di tali falde. Le falde del continente paleoeuropeo furono poi ricoperte da terreni che si erano accumulati nella geosinclinale del bacino piemontese-ligure i quali erano stati successivamente spinti verso nord dal paleocontinente africano. Da questi terreni assieme alle rocce basaltiche che costituivano il fondo della geosinclinale, si formarono le Pennidi, nome che deriva dalle "Alpi Pennine" dove appaiono molto estese. Le Pennidi furono poi ricoperte dalle falde del continente africano emergenti dal suo sprofondamento. Questo sprofondamento portò all'abbassamento delle rocce che si vennero a trovare in zone interne alla crosta terrestre ad elevate temperature che ne produssero la metamorfosi. Dalla metamorfosi di queste rocce è dovuta la presenza nelle falde pennidiche di rocce scistose tra le quali le pietre verdi, ofioliti (derivate dal metamorfismo delle effusioni basaltiche del fondo geosinclinale). Il bordo del continente paleoafricano sospinto sulle Elvetidi e sulle Pennidi, subì deformazioni molto più evidenti di quelle che hanno interessato il continente europeo. e raggiunse, sul lato orientale delle Alpi, la zona più esterna della zolla paleoeuropea. Qui le falde vecchio continente africano scorse sopra a quelle della paleoeuropa coprono completamente i terreni della geosinclinale, che affiorano solamente in due zone zonee allo scoperto dall'erosione, queste zone sono chiamate «finestra della Bassa Engadina» e «finestra degli Alti Tauri». La parte corrispondente al bordo del paleocontinente africano sovrascorsa sui terreni sottostanti è rappresentata da un insieme di falde chiamate Austridi. La parte del paleocontinente africano che non si è accavallata la si può trovare in corrispondenza delle Alpi calcaree meridionali, una serie di catene montuose che comprende le Dolomiti. Le Alpi si formarono ad est mentre ad ovest si costituirono gli Appennini. Le due catene montuose si differenziano principalmente nel fatto che negli Appennini mancano la parte esterna delle Pennidi e tutte le Elvetidi mentre sono presenti i terreni corrispondenti alle porzioni interne della geosinclinale e le Austridi. Tale carattere strutturale incompleto degli Appennini, rispetto a quello delle Alpi, fu acquisito posteriormente alla formazione delle due catene. Poiché i terreni corrispondenti al bordo del continente paleoeuropeo si trovavano sotto il mare, dove erano finiti in seguito allo sprofondamento tettonico causato dalla rotazione a cui erano stati sottoposti gli Appennini dopo la loro nascita. Se si passa dalle Alpi agli Appennini, si nota la diversità nei rapporti fra le falde delle Pennidi e quelle delle Austridi. Sulle Alpi, le falde delle Austridi appaiono sovrascorse su quelle delle Pennidi, mentre negli Appennini avviene l'opposto, e cioè l'accavallamento delle Pennidi sulle Austridi. Questo fenomeno è dovuto al fatto che nella zona appenninica dell'orogenesi, si è verificata la subduzione del bordo del continente africano sotto la falda pennidica che ha comportato anche una diversa localizzazione del metamorfismo delle rocce delle due catene montuose. Nelle Alpi, si sono metamorfosate le formazioni pennidiche, mentre sugli Appennini sono metamorfosate le formazioni austridiche.

Tipologia ed età geologica dei terreni[modifica]

L'ossatura della penisola italica è costituita dalle catene montuose delle Alpi e degli Appennini di cui abbiamo appena letto la costituzione geologica. Nella penisola esistono territori che hanno origine più antica e sono state coinvolte in processi di formazione geologica di varia natura. La geodinamica del territorio è per l'appunto la materia principale di studio della Geologia Regionale.

I terreni più antichi[modifica]

Terreni di età archeozoica si possono trovare in corrispondenza delle Alpi orientali, questi terreni sono di formazione molto antica e furono solo susseguentemente coinvolti nell'orogenesi alpina, (si tratta per lo più di rocce scistose e granitoidi site al di sotto di terreni fossiliferi risalenti al siluriano). Scisti cristallini presenti su terreni della Calabria, nella Scilla sud orientale ed in Sardegna possono essere fatti risalire al periodo Paleozoico inferiore. Al Paleozoico inferiore appartengono sicuramente terreni siti in Sardegna ed in Carnia dove affiorano rocce del Cambriano, del Siluriano e del Devoniano ricche di fossili. I fossili si sono potuti conservare in questi terreni di particolare interesse paleontologico poiché in questi siti non hanno subito deformazioni precedenti l'orogenesi. Al Paleozoico superiore, ed al Carbonifero, appartengono vasti terreni nelle Alpi carniche, e in Sardegna. I «massicci cristallini esterni» delle Alpi occidentali appartengono al Carbonifero così come lArgentera, Pelvoux-Belledonne, Monte Bianco ed Aar-Gottardo, e i «massicci interni» del Monte Rosa e del Gran Paradiso. Il Permiano è ben rappresentato nell'arco alpino, in Sardegna e in Sicilia. In Sardegna si trovano formazioni continentali che derivano dalla demolizione di rilievi creatisi durante l'orogenesi ercinica. Nelle Alpi orientali il Permiano è rappresentato da vulcaniti e tufi acidi nella «piattaforma porfirica atesina», vicino Bolzano. Al periodo Mesozoico inferiore (Trias) appartengono vasti territori sia marini che continentali. Vi si trovano importanti varietà di litotipi e ricchezza di fossili, soprattutto nelle Prealpi lombarde e nelle Dolomiti. Da rilevare che il Trias fu interessato da manifestazioni vulcaniche nelle Alpi Giulie, nelle Dolomiti e in Lombardia. Il giurassico vede l'apertura del bacino oceanico piemontese-ligure nel quale subito iniziano a depositarsi sedimenti neritici e pelagici. Verso la fine del periodo si verificano, nel fondo della geosinclinale, le prime effusioni di rocce basiche ed ultrabasiche che in seguito verranno coperte dai sedimenti e quindi rimodellate e dislocate dalle forze orogenetiche. Fu in questo modo che vennero a formarsi le ofioliti o pietre verdi presenti soprattutto nell'Appennino settentrionale e nelle Alpi occidentali. Fu nel cretaceo che si verificò una prima fase di compressione del bacino oceanico e i materiali in esso contenuti cominciarono ad emergere dal mare. Si formarono una serie di arcipelaghi stretti e allungati, paralleli fra loro e separati da fosse marine che via via sprofondavanp, in questi arcipelaghi si andava accumulò il materiale clastico derivante dalla demolizione delle terre emerse da parte degli agenti esogeni. A questo tipo di sedimentazione che determinò la formazione di una facies molto tipica deve il nome il flysch.

I terreni più moderni[modifica]

formazione del Mar Mediterraneo e del blocco Sardo-Corso[modifica]

Una volta che l'Africa e l'Europa si furono ricongiunte la massa d'acqua che rimase all'interno del bacino formato dai due continenti prese il nome di Mar Mediterraneo, la morfologia del Mar Mediterraneo è dovuta a grandi avvenimenti geologici, il primo data tra i 15 e i 20 milioni di anni fa costituisce in una risalita di calore dal mantello terrestre, probabilmente prodotta dall'attrito della crosta oceanica della Tetide la quale si era immersa sotto a quella continentale, oppure ciò è stato prodotto dalle fratture formatesi nella zona compressa che si trova tra l'Africa e l'Europa, e tali fratture hanno prodotto l'inarcamento e la rottura della crosta terrestre facendo fuoriuscire il materiale dal mantello. Dal continente occidentale, a causa di questo fenomeno si stacca il blocco sardo-corso che viene spostato più o meno dove si trova attualmente, ed alle sue spalle si forma il bacino balearico. Il blocco sardo-corso termina in corrispondenza bordo occidentale irregolare nella zolla africana, qui il movimento di compressione ha iniziato a formare gli Appennini.

formazione del Mar Tirreno[modifica]

Un'altra frattura con andamento da Nord a Sud circa 8 milioni di anni fa separa la penisola italiana dalle terre che formano la Corsica e la Sardegna. Questa frattura allargandosi con il tempo darà forma al Mar Tirreno e spingerà la penisola italiana verso est. La rotazione antioraria della penisola, rotazione che è ancora in atto ai giorni nostri, spingendo provocherà un'ulteriore compressione deformando in due archi la catena Appenninica. I bordi continentali irregolari fanno si che il movimento di apertura del mar Tirreno da Nord a Sud non abbia una velocità uniforme. Con la maggiore distensione del Mar Tirreno meridionale si accentua la deformazione nell'arco appenninico meridionale e la Calabria si sposta progressivamente verso Sud-Est.

Evaporazione del Mar Mediterraneo[modifica]

In contemporanea con l'apertura del Mar Tirreno comincia a manifestarsi un evento che muterà drasticamente la fisionomia dei territori che circondano il Mar Mediterraneo. Nel periodo che va da 5 a 7 milioni di anni fa, il bacino marino si trasforma in un basso lago salato con molte zone che via via affiorano alla superficie prosciugate. La causa dell'improvviso disseccamento è probabilmente legata a due fenomeni concomitanti: un aumento della temperatura globale con conseguente aumento dell'evaporazione delle acque e l'interruzione parziale, della comunicazione con l'Oceano Atlantico, al quale era legato il ricambio delle acque per cui vengono a trovarsi in questo luogo acque meno salate. La condizione, di "crisi di salinità" durerà centinaia di migliaia di anni durante i quali sui fondali si forma una spessa coltre di sedimenti di tipo salino quali gesso, anidriti e salgemma. Sono di questo periodo le rocce "evaporiti" che si trovano attualmente affioranti in Romagna, nelle Marche ed in Sicilia. Circa 5 milioni di anni fa il bacino del Mar Mediterraneo parzialmente essiccatosi si apre sull'Oceano Atlantico il ritorno dell'acqua fu rapido ed isocrono in tutto il Mediterraneo, questo lo si rileva dall'osservazione di un brusco cambiamento nei sedimenti, con depositi di argille immediatamente sopra agli strati di evaporiti. Il collegamento all'Oceano Atlantico era tuttavia più vasto e più profondo rispetto a quello attuale costituito dallo stretto di Gibilterra, infatti nei sedimenti sopra le evaporiti si trovano microfossili che non sono in grado di sopravvivere sopra i 1000 metri di profondità. La Zona di confine della placca africana è stata interessata in quell'epoca geologica da un movimento parallelo a quello della placca settentrionale, questo movimento ha determinato l'ampio sbocco verso l'oceano. Con il proscigamento del Mediterraneo si diede luogo alla formazione di spessi strati di materiali salini ricoperti da non più di 100-200 metri di depositi successivi. Avendo le evaporiti una bassa densità, che è inferiore a quella dei depositi soprastanti esse tendono a risalire verso l'alto per galleggiamento. Questo fenomeno prende il nome di diapirismo. Venendo a contatto con l'acqua marina la roccia evaporitica ad alta solubilità si scioglie formando una salamoia, si formano delle strutture tonde che si innalzano nelle zone marine morfologicamente piatte formando i cosiddetti "bacini anossici". In queste zone l'acqua è densa e rallenta la caduta verso il fondo di particelle che provengono dalle acque superiori limpide, la presenza di sedimenti intorpidisce l'acqua fino a formare un orizzonte che riflette le onde sismiche. La salinità del Mediterraneo, alla data attuale si è verificato essere crescente verso Est. L'aumento di salinità appare legato alla diminuzione dello scambio di acque con quelle a bassissima salinità del Mar Nero, questo avviene a causa delle opere di sistemazione idraulica dei grandi fiumi che sboccano nel Mar Mediterraneo. Il contributo di acque fluviali, per esempio del fiume Nilo è compromesso dalle mastodontiche opere idrauliche avvenute nel bacino del fiume. Lo scambio con l'Oceano Atlantico, attraverso lo stretto di Gibilterra è esigue e pertanto l'evaporazione nel complesso totale non è più compensata da apporti di acuqe meteoriche e fluviali per cui il bilancio idrico del Mediterraneo è nettamente negativo.

Aspetti futuri e cambiamenti nella conformazione del territorio italiano[modifica]

La conformazione del territorio italiano è in continua evoluzione questo a causa degli eventi sopra descritti, affioreranno nuove terre a causa dell'aumento della salinità del Mar Mediterraneo e dell'evaporazione delle acque. Lo stesso territorio emerso è soggetto ancora alla spinta data dalla convergenza tra la zolla africana e quella europea che non è esaurita. La velocità del movimento di collisione è misurata in circa 3 cm all'anno e tende a chiudere il bacino del Mediterraneo. Inoltre gli sforzi che si accumulano nelle zone di contatto tra le due zolle si scaricano periodicamente in violenti terremoti che interessano continuamente il territorio del nostro paese, anche di recente, si ricordino il terremoto di Messina nel 1908, del Friuli nel 1976 e dell'Irpinia nel 1980. Lista dei terremoti registrati nella penisola italiana

Collegamenti esterni utili[modifica]

Società Geologica italiana [1]

Istituto Geografico Militare [2]

GIT - Gruppo di geologia informatica [3]

Gruppo Italiano di Geologia Strutturale [4]

Progetto e-geo (carte geosistematiche italiane) [5]

Carte geologiche italiane 1:50.000 [6]

Istituto di Scienze Marine [7]