martedì 21 settembre 2010

Considerazioni geologiche, tettoniche e geomorfologiche delle isole Tremiti

Balocchi P. (1) & De Luca G. (2)


Riassunto: Le isole Tremiti richiamano ogni anno migliaia di turisti da tutto il mondo. Le meraviglie osservate, ammirate e fotografate ogni giorno non sono altro che l’effetto del corso della natura in milioni di anni. Dall’esperienza turistica nasce un approfondimento dettagliato della formazione e della storia dell’arcipelago da un punto di vista geologico e litologico. Un percorso turistico ad alto contenuto scientifico.

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(1) Geologo del GeoResearch Center Italy - GeoBlog (sito internet: http://www.geobalocchi.blogspot.com/); 
(2) Geometra e collaboratore del GeoResearch Center Italy - GeoBlog (sito internet: http://www.ricercasperimentale.blogspot.com/).

giovedì 22 luglio 2010

Rilevamento geologico-strutturale e studio altimetrico della morfostruttura piramidale di Vesallo e considerazioni sulla morfogenesi (App. reggiano)

Paolo Balocchi



Riassunto: Attraverso il rilevamento altimetrico e l’elaborazione della Carta del microrilievo naturale, la Carta dell’esposizione del versante, la Carta dell’inclinazione del versante e il DEM (Digital Elevation Model) è stato possibile definire l’assetto altimetrico della morfostrutura e riconoscere alcune forme dovute al modellamento naturale dei versanti. Il rilevamento geologico–strutturale in corrispondenza di alcuni affioramenti in prossimità della morfostruttura piramidale ha messo in evidenza come la morfologia sia controllata sia dalle faglie, sia dalle pieghe (assetto stratigrafico delle strutture plicative), come si rinviene da due affioramenti, il primo collocato sul lato a nord e il secondo sulla vetta della morfostruttura dove è conservata la stratificazione.


Introduzione
La morfostruttura piramidale di Vesallo (Carpiteti, Reggio Emilia) viene descritta da alcuni autori (ROMANO, 2009a; CORRADI, 2009) come forma di origine antropica dovuta al rimodellamento del versante da parte di popolazioni antiche vissute nelle aree limitrofe e precedenti alle popolazioni etrusche. Uno studio precedente, invece le descrive come fenomeno naturale legato ai processi di erosione e alterazione chimica selettiva lungo le principali direttrici tettoniche (BALOCCHI, 2010a). Altre morfostrutture piramidali italiane nell’Appennino meridionale anch’esse descritte come fenomeno di origine antropico (ROMANO, 2009b; BARBADORO), sono state oggetto di un recente studio macroscopico, dove si sono analizzate le morfologie e le strutture geologiche attraverso l’analisi delle foto satellitari di GoogleMap (BALOCCHI, 2010b). Lo studio propone il “modello denudazionale” per recessione rettilinea con variazione dell’inclinazione del versante (BRANCACCIO e al., 1978;) come modello genetico delle morfostrutture piramidali, che con tutta probabilità può essere esteso anche ad altri siti.

Tale studio ha come obiettivo quello di valutare il modello morfogenetico precedentemente descritto da BALOCCHI (2010a; 2010b) e completarlo con i dati di campagna relativi allo studio dell’assetto altimetrico e delle principali strutture tettoniche.
Il rilevamento dell’assetto altimetrico con la realizzazione di carte tematiche (Carta del microrilievo naturale, Carta dell’esposizione del versante, Carta dell’inclinazione del versante, DEM) allo scopo di descrivere dell’andamento spaziale della superficie topografica e le principali forme del paesaggio.
Il rilevamento geologico-strutturale delle principali strutture tettoniche descriverà l’assetto strutturale dell’area e l’eventuale corrispondenza con la morfostruttura, confermando l’ipotesi di controllo sulla morfologia da parte delle strutture tettoniche.

Inquadramento geologico
L’area oggetto dello studio dal punto di vista geologico ricade all’interno della sinclinale Vetto-Carpineti (PAPANI e al., 1987; DE NARDO e al., 1991) e litologicamente è caratterizzata dalle formazioni appartenenti alla Successione Epiligure, (BETTELLI e al., 1987) di seguito descritte:
Formazione di Ranzano (fig. 1 e 2) è caratterizzata da corpi sedimentari di origine torbiditica con geometria da tabulare a lenticolare e con facies deposizionali molto variabili, da conglomeratiche ad arenacee, arenaceo-pelitiche e pelitiche (MARTELLI e al., 1998, PAPANI e al., 2002).
Il contatto inferiore della formazione è per lo più con la Formazione delle Marne di Monte Piano ed è segnato dalla comparsa di ben netti livelli arenaci, assenti nella parte alta delle formazione sottostante; localmente la Formazione di Ranzano può appoggiare anche sulle sottostanti unità liguri deformate. Spesso il contatto con le Marne di Monte Piano è discordante con una netta lacuna erosiva (PAPANI e al., 2002).
Anche il contatto con le sovrastanti marne della Forazione di Antognola è netto e in discordanza angolare con una lacuna biostratigrafia (FORNACIARI, 1982; FREGNI & PANINI, 1987; DE NARDO e al., 1991).
L’origine della formazione è torbiditica di ambiente di scarpata e di bacino con intercalazioni di frane sottomarine. Età: Eocene sup. – Oligocene inf. (Priamboniano sup. – Rupeliano sup.).
La Formazione di Ranzano è stata distinta in differenti membri (MARTELLI e al., 1998; PAPANI e al., 2002) tra i quali si descrivono quelli rappresentati nell’area di studio (fig. 1 e fig. 2):

  • Membro di Varano dé Melegari (RAN3): con contatto netto, talora discordante, sul Membro della Val Pessola, è ricoperto in apparente continuità di sedimentazione dalla sovrastante Formazione di Antoniola. Le litofacies sono quelle pelitico-arenacee ed arenaceo-pelitiche; gli strati variano da molto sottili a spessi, talvolta molto spessi, con geometria che può essere sia tabulare che lenticolare.
  • Membro della Val Pessola (RAN2): litofacies variabile, da pelitico-arenacea a arenaceo-conglomeratica; gli strati sono variabile da medi a molto spessi e la geometria è generalmente tabulare, mentre negli strati a granulometria grossolana si presentano a forma lenticolari.


Formazione delle Marne di Monte Piano (fig. 1 e 2): costituita da marne argillose e argille marnose in strati sottili e sottilissimi, recanti strati sottili e lenticolari di arenarie feldspatiche biancastre gradate e laminate, litologicamente analoghe a quelle che costituiscono la Formazione di Loiano. L’ambiente è riferibile a quello di scarpata e bacino profondo, con sedimentazione emipelagica fine intervallata da depositi torbiditici in condizioni distali. Età: Eocene medio – Eocene sup. (Luteziano – Priamboniano) (PAPANI e al., 2002).

Formazione di Loiano (fig. 1 e 2): è formata da corpi di arenarie silicoclastiche quarzose e feldspatiche di colore biancastro, poco cementate che costituiscono intercalazioni entro le Marne di Monte Piano (BETTELLI e al., 1987; PAPANI e al., 2002).


Dall’analisi macroscopica (BALOCCHI, 2010a) sono stati riscontrati due sistemi principali di faglie e uno subbordinato:

  • Sistema NE-SO: con una orientazione di circa N50°/60° e denominato in letteratura scientifica come “sistema antiappenninico” perché taglia l’asse della catena appenninica in senso trasversale (fig. 2);
  • Sistema NO-SE: con una orientazione di circa N300° e denominato in letteratura scientifica come “sistema appenninico” perché è parallelo all’asse della catena appenninica (longitudinale; fig. 2);
  • Un ulteriore sistema di faglie (fig.2) subverticale e con direzione N30° con spiccate evidenze geomorfologiche che alla scala macroscopica rappresentano faglie secondarie subbordinate a quelle appenniniche è stata cartografata lungo il Fosso delle Coste ubicato ad ovest della morfostruttura piramidale (BALOCCHI, 2010a).
Assetto altimetrico
La morfostruttura piramidale si trova in corrispondenza di una collina di altezza 587 m sul livello medio del mare, e presenta una spiccata forma piramidale a base quadrata. Dei quattro fianchi della morfostruttura piramidale, tre (i fianchi Ovest, Nord e quello Est) sono occupati da una fitta copertura boschiva, mentre il fianco sud è sfruttato per le colture agricole e con molta probabilità la sua morfologia può essere influenzata dalle pratiche umane.
L’assetto altimetrico della morfostruttura piramidale in esame viene rappresentata nella Carta del microrilievo naturale (fig. 3), con equidistanza delle isoipse di 5 m. La carta è stata ricavata elaborando i dati provenienti da due fonti differenti. I primi sono stati ricavati dalla topografia alla scala 1:25000 (GEOMEDIA, 2009), mentre i secondi sono stati acquisiti in campagna attraverso GPS portatile (waypoint in cordinate xyz), utilizzando i parametri geodetici descritti in Tab. 1. I dati ottenuti sono stati elaborati con procedura software mediante calcoli di interpolazione lineare.

Rielaborando la Carta del microrilievo naturale è stato possibile produrre diverse carte tematiche differenti in funzione delle caratteristiche che si volevano descrivere.

Carta dell’esposizione del versante (fig. 4; sovrapposta alla Carta del microrilievo naturale): descrive l’orientazione del versante attraverso delle isolinee e colori di uguale esposizione. Tale caratteristica è rappresentata dall’angolo azimutale tra il nord geografico e la direzione perpendicolare alle isoipse della superficie topografica rappresentata nella Carta del microrilievo naturale, misurato in senso orario. Gli angoli azimutali sono riferiti ai quattro punti cardinali principali come riportato in Tab. 2 ed ulteriormente suddivisi in classi di colore di 20° ciascuna (fig. 4).

Carta dell’inclinazione del versante (fig. 5; sovrapposta alla Carta del microrilievo naturale): descrive l’inclinazione del versante attraverso delle isolinee e colori di uguale inclinazione. Tale caratteristica del versante viene espressa in gradi da 0° per indicare il versante orizzontale e 90° per indicare quello verticale, ed opportunamente suddiviso in classi di colore di 10° ciascuna (fig. 5). DEM o modello digitale delle altezze (dall’inglese: Digital Elevatin Model): rappresenta la distribuzione spaziale delle altezze del terreno (fig. 6). Per meglio evidenziare l’andamento del terreno è stata introdotta una sorgente luminosa che simula l’illuminazione del sole sulla superficie terrestre creando un effetto di visione tridimensionale del rilievo (REICHENBACH e al., 1993; GIUSTI, 2001; CASTALDINI & BALOCCHI, 2006).

Analizzando i dati altimetrici della Carta del microrilievo naturale si possono ricavare informazioni sulla forma della morfostruttura piramidale. Come descritto da BALOCCHI (2010) la morfostruttura piramidale presenta una base a forma quadrata, con i lati esposti a nord e a ovest rettilinei e ben definiti (lati certi), mentre il lato a est è in parte definito e tracciabile e in parte mal definito. Il lato a sud è mal definito e non tracciabile a causa delle pratiche agricole che condizionano la morfologia del versante. La quota altimetrica della base della morfostruttura di Vesallo è pressappoco coincidente con la curva di livello dei 555 m, e i lati sono quasi tutti ortogonali tra loro, ad eccezione del vertice posto a SE il quale non conserva l’ortogonalità a causa della presenza di un dosso con direzione NO-SE e ben visibile nella Carta del microrilievo naturale (fig. 3). Inoltre si può notare come al procedere dalla base verso la vetta (quota di 587 m), la morfostruttura non conservi un perimetro a forma di quadrato, ma a partire dall’isoipsa dei 570 m assume una forma triangolare con un lato allungato in direzione NO-SE coincidente con il dosso descritto in precedenza (fig. 3).
Due insenature nelle isoipse marcate da zone di impluvio, una posta sul versante ovest e l’altra su quello est, mostrano come le acque di ruscellamento superficiale concentrate hanno inciso la superficie topografica trasversalmente alle isoipse.
La forma della morfostruttura è ben evidenziata anche nella Carta dell’esposizione del versante (fig. 4), dove mette in evidenzia la suddivisione in quattro settori della morfostruttura piramidale:

  • Esposizione Nord: settore con colori sulla tonalità rosso-arancione con angoli azimutali 30°.
  • Esposizione Est: settore con colori sulla tonalità arancione-rorro con angoli azimutali 60°/90°.
  • Esposizione Sud: settore con colori sulla tonalità verde con angoli azimutali 180°/210°.
  • Esposizione Ovest: settore con colori sulla tonalità blue con angoli azimutali 300°.

I due settori Nord e Est sembrano appartenere ad uno stesso settore interpretabile come lo stesso versante esposto a NE (angolo azimutale intorno ai 30°/60°) e tagliato a metà da un dosso a direzione SO-NE. Tale dosso sicuramente deve avere una genesi legata alle acque di ruscellamento superficiale concentrata in corrispondenza delle zone di impluvio descritte in precedenza che per erosione selettiva ha inciso il versante facendo emergere i dossi a direzione NO-SE (principale) e SO-NE (subordinato al precedente).
I fianchi della morfostruttura piramidale presentano un’inclinazione variabile da punto a punto dai 20° ai 40° di inclinazione (fig. 4).
Il versante posto sul lato ovest mostra una superficie regolare e a geometria planare come evidenziato dalla Carta dell’esposizione del versante (fig. 4) ed una inclinazione variabile e distribuita secondo fasce in funzione dell’altezza come mostra la Carta dell’inclinazione del versante (fig. 5):

  • fascia bassa di inclinazione 10°/20°;
  • fascia media di inclinazione 30°;
  • fascia alta di inclinazione 10°/20°.

Tale regolarità della fascia media con angolo azimutale di 300° e inclinazione di 30° la fa classificare come “superficie triangolare” (BALOCCHI, 2010a) in corrispondenza di una struttura tettonica subverticale a direzione N30° e con spiccate caratteristiche geomorfologiche alla scala macroscopica (BALOCCHI, 2010a) e successivamente arretrata per erosione selettiva (PANIZZA, 1995; BRANCACCIO e al., 1977; 1978; BALOCCHI, 2010a; 2010b). Nella fascia bassa (alla base del versante) si ha una regolarizzazione del versante con una inclinazione di 20° (fig. 5) a causa della deposizione dei sedimenti che provengono dalla fascia alta trasportati dalle acque di scorrimento superficiale (incidendo il versante trasversalmente alle isoipse come mostrato dalle due zone di impluvio) o da processi gravitativi (caduta di detrito dal versante).

Assetto mesostrutturale
E’ stata condotta dallo scrivente una campagna mesostrutturale di rilevamento delle strutture tettoniche in tre affioramenti (fig. 7). Sono state misurate con bussola geologica la giacitura (direzione e inclinazione) della stratificazione e delle principali faglie e frattura, allo scopo di descrivere l’assetto strutturale dell’area e verificare l’eventuale relazione con i lati della morfostruttura piramidale di Vesallo.


Affioramento 1
Tale affioramento si ritrova lungo il lato nord della morfostruttura piramidale. Litologicamente è costituito dalla Formazione di Ranzano (Membro della Val Pessola descritto da PAPANI e al., 2002) caratterizzato dall’alternanza di arenarie e peliti suddivise in strati dello spessore variabile da centimetrici a decimetrici e rapporto Arenaria/Pelite molto minore di 1.

Strutturalmente si può descrivere come multilayer (alternanze litologiche con competenza e spessore differente) (JOHNSON, 1977; DAVIS & REYNOLDS, 1996; BETTELLI & VANNUCCHI, 2003) costituito da alternanze di arenarie ad elevata competenza e spessore e peliti di competenza e spessore minore. Tali multilayer sono intensamente deformati da due mesopieghe di dimensioni metriche e classificate come parallele (Classe 1B) (RAMSAY & HUBER, 1987). Di tali pieghe è possibile descrivere l’assetto geometrico in funzione della direzione e inclinazione della cerniera (N226°-8°) e della direzione e inclinazione del piano assiale (N250°-18°), come anticlinali orizzontali coricate (fig. 8 e 9).



Affioramento 2
Tale affioramento è localizzato alla sommità della morfostruttura piramidale. Litologicamente, anch’esso è costituito dall’alternanza di arenarie e peliti suddivise in strati dello spessore variabile (A/P molto minori di 1) appartenenti alla Formazione di Ranzano (Membro della Val Pessola).
Anche in questo caso è possibile descrivere strutturalmente l’affioramento come multilayer (vedi descrizione affioramento 1) che presenta una giacitura rovesciata con direzione e inclinazione di N190°-60° (fig. 10).


In entrambe gli affioramenti descritti qui sopra, sono state misurati anche due piani di faglia rispettivamente con direzione e inclinazione di N260°-50° per l’affioramento 1 e N160°-50° per l’affioramento 2 (fig. 11). Per quanto ne concerne alla cinematica, il sistema a direzione N260° mostra una separazione stratigrafica che indica un movimento relativo dei due blocchi da faglia normale, mentre non si conosce la cinematica del sistema N160°. In proiezione stereografica i due sistemi si mostrano coniugati e molto probabilmente appartengono al medesimo evento distensivo descritto anche in altre aree dell’Appennino settentrionale (BALOCCHI, 2003).

Affioramento 3
Tale affioramento è localizzato a poca distanza della morfostruttura piramidale. Litologicamente è costituito dalla Formazione di Loiano costituita da una piccola bancata di arenarie silicoclastica a grana grossa, molto friabili e fratturate da due sistemi principali (non sono visibili indicatori cinematica sui piani di faglia ad indicare il movimento relativo dei blocchi): il primo orientato con direzione e inclinazione di N 190°-40° (parallelo al sistema di faglie antiappenninico) e il secondo orientato con direzione e inclinazione di N120°-60° (parallelo al sistema di faglie appenninico; fig. 12 e 13).



Confrontando i dati mesostrutturali misurati in affioramento si nota come le principali strutture plicative (piega anticlinale orizzontale – coricata) mostrano la direzione della linea di cerniera e la direzione della stratificazione pressoché parallela al lato ovest ed est della morfostruttura (fig. 8). Anche se tale struttura plicativa non deve avere avuto una conseguenza diretta sulla morfologia, con molta probabilità l’assetto stratigrafico ha influenzato marginalmente la forma attuale della collina.
Le due faglie dell’affioramento 1 e 2 sono parallele ai fianchi nord e sud della morfostruttura. Anche le fratture misurate nell'affioramento 3 (che visto il parallelismo con i sistemi di faglie appenniniche e antiappenniniche potrebbero essere delle faglie sebbene non sono stati riscontrati indicatori cinematici sulle superfici) mostrano direzioni molto prossime alla direzione dei lati della morfostruttura piramidale. Nella Formazione di Loiano si notano due sistemi principali (come descritto in precedenza; fig. 12 e 13) che però solo uno dei due sistemi si ritrova nella Formazione di Ranzano. Infatti il sistema di fratture a direzione N120° è stato misurato anche nella Formazione di Ranzano ed è parallelo ai lati nord e sud della morfostruttura. Per quanto riguarda il sistema a direzione N190°, non si sono trovate strutture con la stessa direzione nella Formazione di Ranzano, probabilmente perché le macrostrutture con spiccate evidenze geomorfologiche descritte da BALOCCHI (2010a) non presentano evidenze mesostrutturali (alla scala dell’affioramento), oppure tali macrostrutture rappresentate alla mesoscala da fratture sono anch’esse fratture macroscopiche (per il principio di PUMPELLY e al., 1894).

Conclusioni
Il ritrovamento di un limitato affioramento sulla cima della collina (fig. 10) che presenta una stratificazione ben conservata e in accordo coi i dati rilevati nell’affioramento 1, fa si che il fenomeno della struttura piramidale di Vesallo nella Provincia di Reggio Emilia è di origine naturale (BALOCCHI, 2010a). I dati altimetrici mostrano indizi di processi di dilavamento superficiale in atto accompagnati da probabili processi gravitativi che regolarizzano la fascia bassa del versante con inclinazioni variabili intorno ai 20°. Pertanto la genesi della morfostruttura piramidale deve imputarsi ai processi di erosione e alterazione chimica selettiva lungo le principali strutture tettoniche (BALOCCHI, 2010a)

La regolarità del versante ovest (angolo azimutale costante sui 300° circa e inclinazione di 30° per tutta la sua lunghezza) è effettivamente il risultato di un arretramento della scarpata di faglia a causa dei processi di erosione ed alterazione chimica. Faglia che alla scala mesoscopica non presenta evidenze geologico–strutturali ma che presenta spiccate caratteristiche morfologiche alla scala macroscopica (BALOCCHI, 2010a) presentandosi con assetto del piano subverticale e direzione N30° (fig.2).
Il modello morfogenetico che descrive la genesi di tale versante è rappresentato dal “modello denudazionale” per recessione rettilinea con variazione dell’inclinazione del versante (BRANCACCIO e al., 1978; ripreso da BALOCCHI, 2010b). Il versante è stato modellato da una serie di processi di alterazione chimica ed erosione fisica, in corrispondenza della principale struttura tettonica (con direzione N30°) portando all’arretramento del versante e alla sua riduzione di pendenza (impostandolo ad una inclinazione di 30°; BRANCACCIO e al., 1977; 1978; BALOCCHI, 2010b). Successivamente alla base del versante è avvenuta una regolarizzazione del profilo con una inclinazione di 20° per l’accumulo di detrito proveniente dalla parte alta del medesimo versante e trasportato dalle acque di scorrimento superficiale o da processi gravitativi (fig. 14).



I due versanti nord e sud sono il risultato dei processi di alterazione ed erosione lungo i due sistemi di faglie coniugate a direzione N260°-50° e N160°-50° (fig. 11) che si ritrovano in maniera persistente all’interno della Formazione di Ranzano (BALOCCHI, 2010a). L’inclinazione dei piani di faglia lungo la direzione N-S è parallelo al versante (fig. 15). Successivamente il fianco sud è stato ulteriormente modellato dall'uomo che attraverso le pratiche agricole ha ulteriormente variato il profilo del versante.

Il fianco est sembra non essere interessato da faglie che condizionano la morfologia (ad eccezione dei sistemi di frattura nella formazione di Loiano a direzione N190°, che non si presentano all’interno della Formazione di Ranzano e pertanto non vengono considerate). Per questo fianco il modello morfogenetico, è da imputare alle acque di scorrimento superficiale che hano modellato il versante, attraverso la sua erosione della parte alta e sucessivamente alla deposizione nella parte bassa. La giacitura stratigrafica (le pieghe presentano una giacitura pressoché parallele al fianco est della morfostruttura; fig. 8) ha condizionando marginalmente la morfogenesi della collina (fig. 14).

Pertanto sia le strutture tettoniche fragili (faglie e fratture) sia le strutture plicative (pieghe) hanno influenzato il modellamento dei versanti da parte dei processi di erosione e alterazione chimica. Tale modello genetico può essere riportato anche ad altre morfostrutture piramidali essendo che il confronto dei dati macroscopici e mesoscopici fa presumere la sua validità (BALOCCHI, 2010a; 2010b).

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  • ROMANO L. B. (2009b); Santa Anna de’ Goti una seconda Visoko? Consultabile all’indirizzo internet: http://it.calameo.com/read/000068410d4a7a3498164;

lunedì 14 giugno 2010

Successione stratigrafica di Corniano e ipotesi paleogeografiche (Trentino).

di Paolo Balocchi




Introduzione
Scopo dello studio è quello di misurare una successione stratigrafica analizzando le diverse facies presenti e descriverne le caratteristiche macroscopiche e microscopiche.
Si vogliono ricavare le caratteristiche stratigrafiche, sedimentologiche e paleontologiche della serie, per definire un modello paleogeografico inerente alle aree dove affiorane le medesime facies.
La successione è costituita da tre principali formazioni: Scaglia Variegata (membro superiore della Formazione del Biancone); Scaglia Rossa; Calcare di Torbole. La formazione al tetto della successione è ben differenziabile in affioramento grazie alla presenza di un hard – ground che mette a contatto la Scaglia Rossa e il Calcare di Torbole, mentre più difficile è stato definire il limite tra Scaglia Variegata e Scaglia Rossa, causa le loro similitudini litologiche e sedimentologiche. Lo studio delle sezioni sottili ha consentito di ricavare il contenuto paleontologico e di definire il limite biostratigrafico tra le due formazioni.

Inquadramento geografico
La successione è affiorante a nord del paese di Corniano lungo la mulattiera raggiungibile attraverso la strada che passa per il paese e prosegue verso l’esterno.
Il paese è situato geograficamente nella regione Trentino – Alto Adige, tra Mori (a sud di Rovereto) e Torbole. Per raggiungere la successione è possibile percorrere la strada che da Mori e Torbole porta a Loppio, da dove si prosegue in direzzione Manzano; Nomesino e infine a Corniano (fig.1).

Inquadramento geologico
Il quadro stratigrafico generale della Val d’Adige è costituito da diverse formazioni caratteristiche di ambienti deposizionali differenti. L’area fa parte della catena Alpina, formatasi a partire dal Cretacico superiore per effetto della collisione tra placca Africana e placca Euroasiatica, causa la chiusura del mare della Tetide. Questi movimenti tettonici, associati anche ad abbassamenti e innalzamenti relativi del livello del mare in tempi più antichi (pre collisionali), hanno portato a diverse conformazioni paleogeografiche.

Per quello che riguarda la serie di Coniano, è rappresentata da una successione stratigrafica affiorante e ben visibile che comprende le seguenti formazioni (fig.2; CASTELLARIN,1971):
  • Scaglia Variegata: La base è composta da calcilutiti stratificate di colore bianco avorio o grigio (raramente rosato) con presenza di bioturbazione e intercalate a livelli marnosi grigio – nerastri (BOSELLINI E AL., 1978) con spessori variabili da pochì cm fino a 20-30cm. Sono visibili noduli o letti di selcie colore rosso o grigio. Sono presenti radiolari e foraminiferi (BOSELLINI E AL., 1978) e alla base da tintinnidi (CASTELLARIN, 1971). Nella carta geologica di questo ultimo, la Scaglia Variegata rappresenta un membro superiore della Formazione del Biancone. Età: Neocomiano – Albiano.
  • Scaglia Rossa: calcari micritici più o meno marnosi (BOSELLINI E AL., 1978) o calcari stratificati (CASTELLARIN, 1971) di colore rosso o bianco. Sono visibili livelli o noduli di selcie e intrastrati marnosi. Foraminiferi planctonici (Rotallipore, Globiotruncane) sono abbondanti. La limonite presente nella pasta di fondo è responsabile della colorazione rossastra (BOSELLINI E AL., 1978). Al tetto è presente un hard – ground con uno hiatus temporale variabile da posizione a posizione (Eocene – Paleocene). Età: Albiano – Maastrichtiano.
  • Calcare di Torbole: costituito da bancate massicce e mal stratificate, calcarenitiche con un elevato contenuto in fossili tipo macroforaminiferi, alghe corallinacee di ambiente neritico (LUCIANI, 1989). Età: Luteziano.

Analisi delle facies della Successione di Corniano
La serie di Corniano (vedi alla fine dell’articolo) si presenta, alla scala macroscopica, come una successione concordante dalla base al tetto, e presenta una discontinuità di tipo paraconformity (BOSELLINI E AL., 1997) marcata sia in affioramento da una struttura hard-ground, sia dallo studio di sezioni sottili che mostrano una discontinuità paleontologica.
Le metodologie utilizzate durante il rilevamento in sito, sono quelle classiche della geologia di campagna. Durante la misurazione della successione con asta graduata, si sono affrontate alcune problematiche soprattutto causa un’intensa deformazione tettonica della zona, la quale ha prodotto un tiltaggio verso ovest della successione, e nella parte centrale della serie è presente una sporadica copertura arborea a chiazze che in taluni casi ha impedito il rilevamento. Si è adottato un sistema di campionamento discontinuo, raccogliendo quei campioni delle diverse facies per eseguire indagini microscopiche più dettagliate rispetto alla semplice descrizione macroscopica. Per lo studio microscopico delle rocce carbonatiche si è fatto riferimento alla classificazione di DUNHAM (1962).

Dallo studio macroscopico svolto in campagna e lo studio microscopico, si sono distinte le seguenti facies all’interno delle formazioni litologiche affioranti:

1. Formazione della Scaglia Variegata
Questa formazione presenta uno spessore misurato di 4.2 m di età Turroniano – Santoniano. Il contatto al tetto non è visibile, ma dalle indagini microscopiche è stato possibile porre il limite considerando la scomparsa dai radiolari i quali determinano il passaggio alla formazione sovrastante.

Facies dei Calcari – Marnosi a Radiolari
Calcari marnosi a tessitura fine (wakestone) da grigio a rosso, con la colorazione che schiarisce dalla base al tetto. La facies è suddivisa in strati tabulari, dello spessore variabile dai 10 cm ai 15 cm circa, talvolta laminati per effetto della deposizione di gusci di foraminiferi planctonici in livelli sottili. Sono contenuti al suo interno livelli tabulari e livelli con noduli di selce nera o rossa, e rare strutture mineralizzate tipo dendriti manganesiferi. Interstrati di livelli sottili (da millimetrici a centimetrici) di Marne fini colore grigio (Fig.3).

Microfossili: radiolari, foraminiferi planctonici (tipo Dicarinella Turoniano – Santoniano, Whiterinella Turoniano – Santoniano) i quali risultano essere silicizzati. Dal lavato degli interstrati si è riscontrato un contenuto fossilifero costituito da foraminiferi plantonici mal conservati e silicizzati di classificazione poco chiara.

2. Formazione della Scaglia Rossa
La Scaglia Rossa presenta una spessore di 59.0 m e una distribuzione stratigrafica dal Turoniano al Maastrichtiano. Tale formazione è caratterizzata da alternanze non cicliche di tre facies principali descritte successivamente. Il passaggio al tetto con la formazione sovrastante risulta essere netto e ben visibile attraverso un hard – ground (crosta indurita più compatta) di età Maastrichtiana. L’analisi microscopica mostra un aumento del contenuto fossilifero verso il tetto e una variazione improvvisa delle associazioni faunistiche tra la Scaglia Rossa e la Formazione del Calcare di Torbole. Le facies sono:

Facies dei Calcari – Marnosi
Calcari marnosi (fig.4) suddivisi in strati tabulari per lo più regolari, dello spessore variabile dai 5 cm ai 15 cm. Presentano colorazione variabile da bianco a rosso, fino al rosso pallido e grigio, a seconda della posizione stratigrafica. Al tetto della formazione negli ultimi metri è presente una crosta indurita a tessitura più grossolana dove viene persa la stratificazione (hard – ground).

E’ possibile differenziarli ulteriormente in base alla tessitura:

  • Facies dei Calcari – Marnosi a tessitura fine: mudstone a tessitura fine poste alla base della formazione, con livelli di noduli e orizzonti tabulari di selce rossa.
  • Facies dei Calcari – Marnosi a tessitura medio – fine: wakestone a tessitura medio – fine a volte anche grossolana, posti al tetto della formazione, con scarsi o quasi assenti livelli di noduli selciferi.
Queste due suddivisioni sono abbastanza riconoscibili anche in campagna, essendo tra loro separate da uno spessore di 18.2 m della Facies a Calcari nodulari. Il contatto al tetto e alla base di questa facies risulta essere sempre poco chiaro e scarsamente identificabile, attraverso un passaggio graduale.

Microfossili: a secondo della posizione stratigrafica è possibile trovare dei foraminiferi planctonici (tipo Marginotruncana Turoniano – Santoniano nella parte basale; Globotruncane Campaniano – Maastrichtiano nella parte sommitale).

Facies dei Calcari nodulari
Calcari nodulari a tessitura grossolana (packstone – wackestone), suddivisibili in piccoli straterelli composti da matrice fangosa fine di colore rosso – grigio e talune volte assume delle sfumature di colore bianco. Nelle facies alla base della formazione assumono colorazioni più rossastre, mentre al tetto si hanno colorazioni più biancastre.

Microfossili: foraminiferi planctonici tipo Marginotruncana Turoniano – Santoniano).

3. Formazione del Calcare di Torbole
Tale formazione si presenta con uno spessore di 5.20 m di età Eocenica e caratterizzata da una sola facies:

Facies dei Calcari Massicci
Calcari (pakstone) grigi talvolta anche giallastri mal stratificati con tessitura medio – fine. Risulta essere compatto e resistente.

Microfossili: Macroforaminiferi (tipo Nummulites Eocene, Discocicline Eocene), piccoli foraminiferi planctonici, rodoliti, alghe.


Analisi Stratigrafica deposizionale della serie di Corniano
Nelle facies appena descritte non si è rilevata alcuna ciclicità nel processo di sedimentazione; le caratteristiche più salienti sono la tessitura e la colorazione che variano procedendo dalla base al tetto. Anche il contenuto paleontologico risulta differente, con morfologie più antiche alla base della serie e più recenti verso il tetto, questo a indicare un’assenza di disturbi tettonici fragili (faglie o diaclasi) a dislocare la successione stratigrafica.
Stratigraficamente la serie risulta essere concordante dalla base al tetto, con la stratificazione visibile formata da banchi di materiale più competente (Facies dei Calcari – Marnosi, Facies dei Calcari Marnosi a radiolari, Facies dei calcari nodulari).
Dall’analisi delle facies e microfacies si sono potuti porre i limiti formazionali e determinare i vari ambienti, allo scopo di ricavare l’evoluzione stratigrafico – deposizionale della serie di Corniano.
La presenza di Dicarinella, Whiterinella e Marginotruncana pongono i primi 32.0 m della serie nell’intervallo Turoniano – Santoniano. In questo intervallo sono presenti, in continuità di sedimentazione, le due Formazioni della Scaglia Variegata e al di sopra la Scaglia Rossa. Per determinare il limite tra le due formazioni si è considerata la scomparsa delle forme a radiolari posto a 4.2 m (fig.6). In questi primi metri della Scaglia Variegata, si ha una deposizione della Facies dei Calcari Marnosi a radiolari caratteristiche di un ambiente chiuso di mare profondo, poco ossigenato (BOSELLINI E AL., 1978).
Proprio la comparsa di Marginotruncana determina l’inizio della sedimentazione della Scaglia Rossa (fig.10) con le Facies dei Calcari Marnosi a tessitura fine e dei Calcari nodulari. In questo caso si ha una deposizione di facies aventi una colorazione rosato e a volte rosso intenso, causa la presenza di limonite (2Fe2O3 • 3H2O), un minerale di ossido di ferro idrato che indica un ambiente ricco di ossigeno. La tessitura variabile da quella fine della Facies dei Calcari Marnosi a quella grossolana dei Calcari nodulari, può indicare diversi ambienti. Mentre la prima facies rappresenta un ambiente non confinato di mare aperto, profondo e ricco in ossigeno, la seconda facies sembra deposta in un ambiente simile ma con un idrodinamismo superiore al precedente.

Al di sopra nel Campaniano – Maastrichtiano, determinato dalla comparsa del genere
Globotruncana (34.0 m; fig.7), si hanno le Facies dei Calcari Marnosi a tessitura media – fine. Anche in questo caso la colorazione rossa e la tessitura variabile mettono in luce un ambiente non protetto di mare poco profondo ossigenato. La variabilità tessiturale passa da medio – fine a 34.00 m rimane pressochè invariabile fino a 54.00 m, dove inizia una sedimentazione più grossolana. Fino a sfumare al tetto in una crosta indurita molto compatta dove negli ultimi metri viene persa la stratificazione e la tessitura risulta più grossolana, molto simile alla Facies dei Calcari nodulari. Questo hard – ground (fig.7, fig.8) si trova nel Maastrichtiano superiore (scomparsa di Heterohelidae) e rappresenta una superficie erosiva che evidenzia uno hiatus di tutto il Paleocene. La similitudine delle facies tra hard – ground e Calcari nodulari può indicare una stessa genesi e uno stesso ambiente. Infatti diversi autori (FUGANTI, 1964; CASTELLARIN, 1971; 1972; BOSELLINI & LUCIANI, 1985) avevano ipotizzato delle pulsazioni tettoniche ritmiche che portavano all’emersione della zona con la deposizione di livelli conglomeratici nella Scaglia Rossa, dimostrando che questi eventi sono lacune prodotte dal denudamento sottomarino e che le porzioni conglomeratiche sono il risultato di depositi gravitativi.

Nell’Eocene (comparsa di Nummulites e Discocicline) si ha una sedimentazione marina carbonatica di piattaforma (mare poco profondo) rappresentata da Facies a Calcari massicci (Formazione del Calcare di Torbole). Queste nuove condizioni ambientali sono dovute ai processi tettonici di scontro tra placca Africana e Euroasiatica che hanno portato al sollevamento del Plateau di Trento (con deposizione di mare profondo), e la formazione di una nuova configurazione paleogeografica rappresentata dai Lessini – Shelf (BOSELLINI, 1989).

Modello paleogeografico dell’aria di Coniano
L’area circostante alla successione di Corniano, dove sono riscontrabili le stesse formazioni litologiche, a partire dal Cretacico è possibile considerare un ambiente di mare profondo aperto posto al di sotto del minimo di ossigeno (da -700m ai –100/–1500m attualmente, ma nel Cretaceo poteva estendersi fino a –2000/-3000m di profondità) dove avveniva la deposizione della Scaglia Variegata; in condizioni anossiche e di ambiente protetto e confinato, sempre sotto al minimo di ossigeno, andavano a depositarsi le Black – Shale. Al di sopra del minimo di ossigeno si trovava un ambiente sempre profondo ma stavolta ossigenato e non limitato dove si depositava la Scaglia Rossa (fig.9).
Secondo il modello proposto le Black – Shale e la Scaglia Variegata dovevano deporsi in condizioni riparate, e con quantità di ossigeno limitate. Queste condizioni potevano essere possibili se erano presenti degli alti e bassi strutturali che favorivano la diversa deposizione. Se consideriamo ora la tettonica attiva in quel particolare momento della storia geologica (BOSELLINI E AL. 1978; CASSINIS & CASTELLARIN, 1988; DOGLIONI & BOSELLINI, 1987), è possibile ipotizzare un modello più completo rispetto al precedente.

Le condizioni tettoniche del tardo Cretacico (Dogger – Malm) prevedevano una conformazione paleogeografica formata da una Piattaforma di Trento (AUBOUIN 1964; CASTELLARIN, 1972) che annega (per effetto distensivo) e diventa un plateau sblocchettato (fig. 10; WINTERER & BOSELLINI, 1981; DOGLIONI & BOSELINI, 1978). In queste condizioni strutturali formato da alti topografici e bassi topografici, è possibile definire i diversi ambienti che abbiamo ricavato in precedenza (fig.11):

  1. Ambiente Euxinico: con la deposizione delle Black – Shale in condizioni protette di mare profondo in assenza di ossigeno e di correnti profonde poste nei bassi strutturali;
  2. Ambiente profondo nella zona di minimo di ossigeno: con la deposizione della Scaglia Variegata in condizioni di mare profondo (al di sotto dei –700m di profondità);
  3. Ambiente profondo al di sopra della zona di minimo di ossigeno: con la deposizione della Scaglia Rossa in condizioni di mare aperto.

Nella Scaglia Rossa sono presenti diversi intervalli a tessitura variabile, anche con facies più grossolane come le Facies dei Calcari Nodulari, depositate sugli alti strutturali in mare aperto e in condizioni di correnti a causa del denudamento marino (BOSELLINI & LUCIANI, 1985) si formano degli hard – ground.

Un modello diverso è quello Eocenico (fig.12), dove la deposizione della facies appartenente al Calcare di Torbole indica un ambiente di piattaforma. Questo può essere legato al sollevamento del Plateau di Trento per effetto della compressione tra placca Africana e Euroasiatica. Si vengono a formare nuove condizioni ambientali, di piattaforma carbonatica poco profonda e a forte idrodinamicità dei Lessini – Shelf (BOSELLINI, 1989; 2004), con la deposizione dei calcari Terziari.
Conclusioni
Dallo studio stratigrafico – sedimentologico di dettaglio della Successione di Coniano è stato possibile:
  • dall’analisi microscopica si è definito l’inizio della sedimentazione della Scaglia Rossa (comparsa di Marginotruncana) ponendo il limite stratigrafico tra la Scaglia Variegata e la sovrastante Scaglia Rossa;
  • determinare le differenti facies e descrivere l’evoluzione stratigrafico – deposizionale delle Formazioni affioranti;
  • definire un modello paleogeografico dell’area di Coniano e delle zone limitrofe dove sono presenti le medesime formazioni.
Dal modello paleogeografico ipotizzato nel presente studio, è possibile determinare alla scala regionale il medesimo assetto paleogeografico, con la deposizione delle differenti facies in corrispondenza di zone differenti. Tale modello è influenzato notevolmente dalle strutture tettoniche presenti nell’area di studio. La linea Giudicariense con la sua struttura a fiore eoalpino (BOSELLINI E AL., 1978; DOGLIONI & BOSELLINI, 1987) determina un assetto di alti e bassi strutturai determinando ambienti deposizionali differenti.



Bibliografia

  • AUBOUIN J. (1964); Essai sur la Paléogéographie post-triasique et l’évolution secondarie et tertiarie du versant sud des Alpes orientales (Alpes méridionales; Lombardie et Vénétie, Slovènie occidentale, Jougoslavie, ecc). Bull Soc. Géol. Fr., s. 7 v.5 pp.730-766, 1tav. (depl.), 2fig., Paris.
  • BOSELLINI A. (1989); Dynamics of Tethyan carbonate platform. In: CREVELLO P.D., JAMES L.W., SARG J.F., READ J.F. (eds.); Controls on Carbonate Platform and Basin Evolution. Soc. Econ. Paleont. Miner., Spec. Publ. 44: 3-13.
  • BOSELLINI A. (2004); The western passive margin of Adria and its carbonate platforms. Soc. Geol. It., 32 (Volume speciale).
  • BOSELLINI A., BROGLIO L. C., BUSETTO C. (1978); I bacini cretacei del Trentino. Riv. Ita. Paleont. V. 84, n. 4, pp. 887 – 946.
  • BOSELLINI A., MUTTI E., RICCI LUCCHI F. (1997); Rocce e successioni sedimentarie. UTET ed.
  • BOSELLINI A., LUCIANI V. (1985); Contributo alla conoscenza dell’hardground di Nago. Rend. Società Geologica Italiana, 8: 61-64.
  • CASSINIS G., CASTELLARIN A. (1988); Significato delle linee della Gallinera e delle Giudicarie sud della geologia dell’Adamello e zone circostanti. Atti Ticinensi di Scienze della Terra, 31, 446-62.
  • CASTELLARIN A. (1971); Carta geologica della zona tra l’Adige e il Sarca a sud del Bondeno (Trentino). Litogr. Art. Cart., Firenze.
  • CASTELLARIN A. (1972); Evoluzione paleotettonica sinsedimentaria del limite tra “Piattaforma Veneta” e “Bacino Lombardo” a nord di Riva del Garda. Giorn. Geol., v. 38, n. 1, pp. 11-212, 20 tav., 18 fig., Bologna.
  • DOGLIONI C.; BOSELLINI A. (1987); Eoalpine and Mesoalpine tectonics in the Southern Alps. Geologische Rundschau, 76/3, 735-754.
  • DUNHAM R. J. (1962); Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In: HAM W. E. (eds.); Classification of carbonate rock. A Symposium. American Association of Petroleum Geologists Memoir 1, p. 108-121.
  • FUGANTI A. (1964); Le “pulsazioni tettoniche” del Trentino occidentale (Alpi orientali). St. Tr. Sc. Nat., v.61, n. 2, pp. 138-158, 23 fig., Trento.
  • LUCIANI V. (1989); Stratigrafia sequenziale del Trentino nella catena del Monte Baldo (Provincia di Verona e Trento). Memorie di Scienze Geologiche vol. XLI, pp. 263 – 351.
  • WINTERER BOSELLINI (1981); Subsidence and sedimentation on a Jurassic Passive Continental Margin, Southern Alps, Italy. AAPG Bull., 65(3): 394-421.

venerdì 28 maggio 2010

Genesi delle morfostrutture piramidali di Sant'Agata de' Goti e zone limitrofe.

GENESI DELLE MORFOSTRUTTURE PIRAMIDALI
DI SANT’AGATA DE’ GOTI E ZONE LIMITROFE

-analisi macrostrutturale-



di Paolo Balocchi*



Introduzione
In questo breve studio si vogliono descrivere le considerazioni personali rispetto alla descrizione di alcune strutture piramidali in Italia meridionale da parte del ricercatore indipendente Romano (2009) e Barbadoro.

In questo articolo si preferisce sostituire il termine di “struttura piramidale” (Balocchi, 2010) con il termine “morfostruttura piramidale” perché esprime maggiormente i processi genetici che hanno portato alla loro formazione. Infatti si ritiene che tali morfostrutture piramidali siano il risultato dei processi tettonici e successivamente i processi di modellamento superficiale (alterazione chimica e disgregazione fisica unitamente a quelli del dilavamento superficiale) che hanno prodotto le forme e il paesaggio attuale (Balocchi, 2010).

Lo studio prevede le seguenti fasi:
· Ricerca bibliografica inerente alle principali strutture tettoniche dell’area di Sant’Agata de’ Goti a Benevento (Campania) e nelle zone limitrofe;
· Studio delle foto satellitari prese da Google Maps per cartografare le strutture tettoniche alla scala regionale;
· Studio delle immagini satellitari in 3D da Google Maps per cartografare le “morfostrutture piramidali” e riconoscere le morfologie del territorio con particolare attenzione alle morfotettonica (Brancaccio, 1977; 1978; Panizza, 1995).
Tale studio ha lo scopo di descrivere i processi di formazione delle “morfostrutture piramidali” presenti nel territorio di Sant’Agate de’ Goti e nelle zone limitrofe, definendo una probabile ipotesi genetica plausibile con i dati geologici e geomorfologici ricavati dallo studio delle immagini satellitari di Google Maps.

Inquadramento geografico
Secondo quanto esposto dagli autori Romano, (2009) e Barbadoro la piramide presente a Sant’Agate de’ Goti si trova in corrispondenza della “collina Ariella” di altezza 348 m (a nord-ovest del M.te Traverso). Inoltre altre due piramidali si ritrovano a sud-est nei pressi del paese di Moiano (M.te Porrito, 380 m) e ancora più a sud-est nei pressi di Montesarchio. Una nuova piramide è stata rinvenuta nei pressi di Caiazzo (M.te Mesarinolo, 245 m), localizzata a nord-ovest rispetto il paese di Sant’Anna de’ Goti.Le piramidi sopra descritte si allineano lungo una direzione (Romano, 2009) ben visibile dalle immagini satellitari (Google Maps), le quali mostrano un effettivo allineamento secondo una direzione di N 115° (fig. 1).


L’ESEMPIO DI SANT’AGATA DE’ GOTI
Inquadramento geologico
L’are di studio (fig. 2) è caratterizzato a nord-ovest da litologie appartenenti alle Unità Sannitiche rappresentate da Arenarie, calcari e marne di Campoli, mentre nell’area sud e quella ovest sono presenti litologie appartenenti alle Unità Tettoniche Carbonatiche della catena Appenninica, rappresentate da Calcari a Radiolaritidi (nella facies calciruditica), Calciruditi a rudiste e orbitoline, Calacri con Requinie e gasteropodi. Sono presenti anche dei depositi vulcanici appartenenti alle Ignibrite Campana (Carannante C., Stanzione D.).

Analisi delle strutture tettoniche
Nella carta dei principali lineamenti tettonici (fig. 3) vengono descritte le principali faglie a carattere regionale. Un primo sistema di faglie con piano subverticale e andamento rettilineo mostrano una direzione NE-SO (N 40/55°) e un secondo sistema con direzione NO-SE (N 120/130°).
Attraverso la fotointerpretazione delle immagini satellitari di Google Maps insieme alla vista in prospettiva 3D (fig. 4) è stato possibile riscontrare la presenza di altre strutture minori (Fazzini & Gelmini, 1982; Panizza, 1995; Balocchi, 2003) che conservano un orientamento analogo a quelle cartografate alla scala regionale.



Analisi della Geomorfologica
Per quello che riguarda gli aspetti geomorfologici, l’area in esame mostra diverse forme legate a diversi agenti modellanti. Le forme di origine fluviale comprendono ampi terrazzi probabilmente di origine vulcanica per la deposizione delle Ignimbriti Campane e successivamente modellate ed incise dalle acque superficiali formando anche orli di scarpate fluviali lungo il F. Isclero.
Dallo studio correlato delle immagini satellitari e della cartografia topografica (Ministero dell’Ambiente e della Tutela del Territorio e del Mare) si è cartografato l’andamento dei crinali. Dal modello in 3D e dalla carta delle forme (fig. 4 e 5) si nota come l’andamento del crinale segue i principali lineamenti tettonici.



La piramide descritta da Romano (2009) (coordinate geografiche: N 41° 5' 51.10", E 14° 31' 23.20" di Grw.) si trova in corrispondenza della cima posta a NO del M.te Traverso e chiamata “collina Ariella” (348 m). Presenta una struttura geometrica tipo piramide con base rombica regolare. Il versante della collina è inclinato con una pendenza regolare di circa 25/30°. Sono presenti forme antropiche come i terrazzamenti a scopo agricolo visibili sul versante nord e nello spigolo a nord una concava di escavazione per cava (Romano, 2009; Barbadoro).
Dall’analisi fotogeologica non si riscontrano superfici strutturali ben conservate quali faccette triangolari se non quella posta sul lato nord della morfostruttura piramidale (Brancaccio e al., 1977; 1978; Panizza, 1995; Panizza & Piacente, 1978; Ufimtsev, 1990; Balocchi, 2010;). Le poche “superfici relitte” (Panizza & Del Vecchio, 1982; Panizza, 1995; Brancaccio e al., 1978) presenti nell’area di studio si presentano con forma planare e regolare, allineate alle principali strutture tettoniche.

LE ALTRE MORFOSTRUTTURE PIRAMIDALI
Descriviamo di seguito le caratteristiche geologico-strutturali e geomorfologiche delle restanti morfostrutture piramidali presenti nelle aree limitrofe a quella di Sant'Agate de' Goti. Tali mostrostrutture di minore importanza presentano un cattivo stato di conservazione a causa di un intenso modellamento ad opera dei processi di alterazione chimica e fisica.

Moiano (N 41° 5' 27.70", E 14° 32' 49.87" di Grw).
Geologicamente l’area è caratterizzata da Calcari con Requinie e gasteropodi e Calcari a Radiolaritidi (nella facies calciruditica). Nell’area sud est sono presenti depositi vulcanici composti da Ignibrite Campana (fig. 6).
Sulla carta geologica viene cartografata una presunta faglia con direzione NO-SE.

Dall’analisi delle immagini satellitari, geomorfologicamente l’area presenta numerosi coni di detrito nella porzione a nord, mentre lungo il F. Isclero sono presenti numerosi orli di scarpata per erosione dei depositi vulcanici.
La morfostruttura piramidale (M.te Porrito, 380 m) si presenta con una forma conica mal definita e poco evidente (fig. 7).

Montesarchio (N 41° 2' 42.19", E14° 40' 24.39" di Grw)
Geologicamente l’area è caratterizzata da depositi colluviali (Chiocchini & Martelli, in stampa).

La morfostruttura piramidale (279 m) si presenta con una forma mal definita, probabilmente dovuta al dilavamento dei depositi superficiali da parte degli agenti meteorologici e dall’acqua di scorrimento superficiale (fig. 8), determinando una morfologia regolare ed ondulata di quasi tutta l’area circostante.

Caiazzo (N 41° 9' 25.29", E 14° 20' 43.05 di Grw)
Geologicamente l’area è caratterizzata da Arenarie di Caiazzo e sul lato est da Calciruditi a rudiste e orbitoline con un contatto tettonico con la precedente formazione sovrastante (fig. 9).

Dall’analisi delle immagini satellitari, geomorfologicamente l’area presenta differenti forme di origine fluviale come gli orli di scarpata lungo il F. Volturno.
La morfostruttura piramidale (M.te Mesarinolo, 245 m) si presenta con una forma conica regolare, e sul lato nord, una conca di escavazione probabilmente una forma di origine antropica (fig. 10) legata all’escavazione per cava.


CONCLUSIONE
Il fenomeno della morfostruttura piramidale di Sant’Agata de’ Goti nella Provincia di Benevento (Campania) e delle aree limitrofe è un fenomeno naturale legato ai processi di erosione e alterazione chimica selettiva lungo le principali direttrici tettoniche.

I dati ricavati dalle carte geologiche e dalla fotointerpretazione mostrano come la struttura piramidale a base rombica e l’andamento del crinale inerente alla piccola catena montuosa composta dalle cime del M.te Guardia (439 m), M.te Traverso (365 m) e la “collina Ariella” (348 m), sono impostate lungo le principali direttrici tettoniche alla scala regionale e locale. Su litologie di tipo carbonatico secondo Brancaccio e alt. (1977, 1978), si impostano superfici di faglia con inclinazione media di 30/40° prossima alla inclinazione della morfostruttura descritta da Romano (2009) e Barbadoro.
Non si sono riscontrate superfici triangolari o trapezoidali rilevanti a causa dei processi morfogenetici che hanno smantellato l’originaria scarpata di faglia variandone la pendenza e generando delle “superfici relitte” (Panizza & Del Vecchio, 1982; Panizza, 1995) planari con inclinazioni di 25/30°.
Alcuni versanti in corrispondenza delle faglie tendono a conservare con notevole fedeltà la planarità dell’originario specchio di faglia. Nel nostro caso i versanti dei rilievi studiati si trovano in corrispondenza dei principali lineamenti tettonici, ma non conservano l’inclinazione dell’originario specchio di faglia (subverticale). Una serie di processi erosivi ha modellato lo specchio di faglia sino alla riduzione della pendenza (impostando il versante attuale di 25/30° di inclinazione; Brancaccio e al., 1977; 1978; Balocchi, 2010) e lasciando alla base del versante un accumulo di detrito (fig. 11).

Anche se i dati relativi alle altre morfostrutture piramidali sono scarsi e poco risolutivi, si ritiene che il “modello di denudazione” (per recessione rettilinea con variazione dell’inclinazione del versante) descrive un’ipotesi genetica coerente coi dati geologici, strutturali e geomorfologici ricavati da questo studio.

Si ritiene anche utile, un ulteriore approfondimento con una campagna di rilevamento mesostrutturale e geomorfologico, allo scopo di verificare la coerenza del modello genetico sopra descritto.


BIBLIOGRAFIA

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sabato 22 maggio 2010

Carta Geologica dell'appennino vogherese tra Sagliano e il Torrente stafora.

CARTA GEOLOGICA DELL’APPENNINO VOGHERESE
TRA SAGLIANO E IL TORRENTE STAFFORA
VARZI (PAVIA)

- rilevamento geologico di campagna -

Paolo Balocchi* Monica Mazzoli* Andrea Pivetti* Gunela Rosenvik


* Laureati in Scienze Geologiche presso Università degli sudi di Modena e Reggio Emilia

INTRODUZIONE
Lo scopo della campagna di rilevamento,svolta tra il 4 e l’8 giugno 2001, e’stato di approfondire lo studio di questo territorio approdando quindi a una piu’ dettagliata caratterizzazione geologica dell’area, rispetto a quanto non fosse gia’ noto in letteratura.
Abbiamo posto particolare attenzione all’interpretazione dell’intricato gioco di faglie che interessa la fascia a nord di Sagliano e alla ricerca di formazioni non individuate da precedenti lavori.

INQUADRAMENTO GEOLOGICO E GEOMORFOLOGICO
La cartina sottostante (fig. 1) illustra l’ubicazione dell’area studiata nei pressi di Varzi (PV).


Una notevole rottura di pendio identificata in gran parte da una scarpata di faglia, suddivide il territorio in due zone con caratteristiche completamente diverse.
L’area a nord di Sagliano,contraddistinta da litologie competenti, presenta una morfologia aspra e notevolmente acclive, completamente boscata.. La zona a sud del paese, in cui affiorano litologie prevalentemente argillose poco competenti, mostra un rilievo dolce spesso interessato da frane attive o quiescenti. Vigneti e frutteti, campi di grano o coltivati a prato sono numerosi in quest’ area adatta all’agricoltura. Il fondovalle e’ interessato da depositi alluvionali in evoluzione e terrazzati di competenza del torrente Staffora.



STRATIGRAFIA E TETTONICA
Le formazioni che abbiamo riscontrato affiorare corrispondono alle Arenarie di M.Vallassa, Marne di M. Lumello, Brecce Argillose 2 e Marne di M. Piano, facenti parte della successione Epiligure; le Argille di Viano delle Liguridi. (per colonna stratigrafica ed eta’ vedi la legenda fig. 4).

Le Argille di Viano affiorano a nord-est di Ponte Crenna lungo una fascia con direzione est-ovest definita da due limiti tettonici che le mettono a contatto con le Brecce Argillose 2 sia a sud sia a nord. Tale striscia, come d’altronde tutta la zona circostante,e’ fortemente tettonizzata ,per cui non abbiamo riscontrato assetti della stratificazione con andamenti omogenei tra i vari affioramenti. La formazione , di natura torbiditica, si presenta prevalentemente costituita da argille scure. A volte sono presenti marne con una sottile stratificazione,di colore grigio e rosa pallido alternate a banchi carbonatici. Questi ultimi hanno uno spessore dell’ordine dei decimetri e una grana arenacea fine, sono assai competenti e presentano patine di alterazione scure; a volte e’ visibile una sottile laminazione. Il suolo in questa zona si differenzia da quello circostante mostrandosi, a volte con buona evidenza, piu’ scuro.

Le Brecce Argillose 2 affiorano in tutta la rimanente parte inferiore della carta. Tendono a calancare per cui gli affioramenti sono numerosi. La formazione consiste in una matrice argillosa scura che ingloba clasti di diversa forma e diversa genesi, spigolosi, di colorazione varia, in prevalenza carbonatici e ricchi in vene di calcite. A sud, le Brecce Argillose 2 sono ricoperti dai depositi del torrente Staffora mentre a nord vengono ricoperte quasi interamente da detriti di versante. In un punto toccano le Marne di M. Piano. Per giustificare il contatto tra queste due formazioni, che in affioramento risulta invertito rispetto alla successione stratigrafica, abbiamo ipotizzato l’esistenza di una piega isoclinale che che fa affiorare anche le sottostanti Argille di Viano.

Il suddetto detrito di versante su cui peraltro e’ costruita la parete bassa di Sagliano, e’ ricoperto da suolo. Occasionalmente al suo interno sono riscontrabili frammenti delle formazioni di M.Vallassa e M.Lumello, comunque fortemente alterati.
Nella zona a ovest di Sagliano, la faglia che crea una notevole scarpata, mette a contatto le Marne di M. Lumello con le Brecce Argillose 2, che supponiamo sussistano al di sotto del detrito di versante. In quest’ area la faglia e’ inversa e abbiamo ipotizzato che essa prosegua verso est. La faglia risulterebbe quindi nella sua globalita’, di tipo rotazionale. Sempre nell’area a ovest di Sagliano, e’ presente un set di faglie minori che interseca, con immersione verso est, la faglia principale. Quest’ultima, come detto sopra, e’ inversa, mentre quelle secondarie sono dirette. Si puo’ ipotizzare che la faglia principale si sia generata durante l’orogenesi, mentre quelle secondarie in una fase distensiva post orogenica.

Sopra le Marne di M.Lumello,con un contatto stratigrafico,sussistono le Arenarie di M. Vallassa che poi continuano ad affiorare verso nord nella parte sommitale del rilievo.
Nella parte alta del paese di Sagliano, non affiora il M. Lumello. Esso pero’ manifesta evidentemente la sua presenza appena fuori dal paese andando verso ovest, subito dopo un canalone. Sembra quindi ipotizzabile che lungo tale canalone sussista una faglia sub-verticale che sposta e fa riaffiorare a ovest le Marne di M. Lumello. L’esistenza di tale faglia e’ inoltre supportata dalla presenza lungo il canalone di assetti assai irregolari del M. Vallassa che indicherebbero una fascia alquanto sblocchettata dalla tettonica.

Per conferire maggiore scorrevolezza alla precedente trattazione, abbiamo preferito limitarci a citare alcune delle formazioni interessate, che qui di seguito saranno meglio descritte.
Facilmente si individuano le Marne di M. Piano anche grazie alla presenza di una frana attiva rappresentata in carta. Esse si presentano con una matrice prevalentemente marnoso-agillosa che assume spesso una colorazione a bande rosate e grigie. All’interno sono presenti intercalazioni carbonatiche e silicee.

La Formazione di M. Lumello, contrassegnata da una buona competenza, e’ prevalentemente marnosa, caratterizzata da un cemento non completamente carbonatico ma in parte siliceo. Numerose sono le intercalazioni arenacee a grana medio-fine e presenta una colorazione grigio chiaro con patine di alterazione nere e giallastre.

Le Arenarie di M. Vallassa, che corrispondono a depositi di redistribuzione di materiale deltizio, assumono una granuometria da medio-fine a grossolana e spesso evidenziano una ben visibile stratificazione con strati da medi a spessi (10-50 cm). Tipicamente presentano un colore giallastro o nerastro dovuto in gran parte all’alterazione. La loro competenza e’ notevole e sono consolidate da un cemento carbonatico. Sono ricorrenti le tracce di bioturbazione e piccolissimi frammenti di fossili.





CONCLUSIONI
Dal punto di vista strutturale si è riscontrata la presenza di una piega sinforme a geometria isoclinale, formatasi durante il processo orogenetico che ha portato alla formazione della catena Appenninica. La piega si è generata in età più antica rispetto alla formazione del M. Lumello.
Successivamente in età più recente, le formazioni deposte sono state dislocate da faglie inverse, parallele tra loro e legate geneticamente, che hanno portato a contatto formazioni di epoche diverse.
Durante il rilevamento abbiamo trovato delle faglie dirette di entità minore (nelle formazioni di M.te Vallassa e M.te Lumello), non cartografabili; ipotizziamo che la presenza di queste strutture sia causato da fenomeni distensivi durante i periodi di stasi del corrugamento.









martedì 18 maggio 2010

Genesi della struttura piramidale di Vesallo.

GENESI DELLA STRUTTURA PIRAMIDALE DI VESALLO
-analisi macrostrutturale-

di PAOLO BALOCCHI*


(*) laureato in Geologia presso l’Università degli studi di Modena e Reggio Emilia

Introduzione
In questo breve studio si vuole descrivere le considerazioni personali rispetto alla scoperta di alcune strutture piramidali in Italia. Si farà riferimento alla struttura di Vesallo a Reggio Emilia descritta di recente da ROMANO (2009) e CORRADI (2009).

Lo studio prevede le seguenti fasi:
· Ricerca bibliografica inerente alle principali strutture tettoniche dell’area di Vesallo;
· Studio delle foto satellitari prese da Google Maps per cartografare le strutture tettoniche alla scala regionale e la morfologia delle piramidi;
al fine di descrivere i processi genetici della struttura piramidale.

Inquadramento geografico e geologico - geomorfologico
La struttura piramidale (coordinate geografiche: N 44° 26' 22.46" E 10° 32' 13.83" di Grw.) si trova nel territorio di Reggio Emilia, tra il paese di Vesallo e quello di Savognatica situati a sud-ovest di Carpiteti (fig. 1).

Il paesaggio è caratterizzato da litologie appartenenti alla Successione Epiligure (BETTELLI E ALT., 1989a e 1989b) caratterizzata una litologia arenarceo – conglomeratici e al tetto da torbiditi pelitiche (MARTELLI E ALT., 1996). Queste litologie appartengono alla Formazione di Ranzano. Sulla base delle caratteristiche sedimentologiche è possibile differenziarle e suddividerle in differenti membri: Membro della Vall Pellosa e il Membro di Varano dei Melegari, entrambe cartografati dal Servizio Geologico, Sismico dei Suoli della Regione Emilia - Romagna (Fig. 2).

Dal punto di vista geomorfologico, l’area di studio presenta un alto topografico conincidente con la struttura piramidale ruotata in senso orario di circa 15° rispetto la direzione del nord. La base della piramide mostra una forma quadrata, con i lati esposti a nord e a ovest rettilinei ben definiti (lati certi), mentre il lato a est è in parte definito e tracciabile e in parte mal definito. Il lato a sud è mal definito e non tracciabile a causa delle pratiche agricole (lati incerti; fig. 3).

Interessante è il lato a ovest che mostra una forma geometrica regolare con una superficie pianeggiante e inclinata con un angolo di circa 25/30° (ROMANO, 2009; CORRADI, 2009). Tali forme vengono descritte da diversi autori come “faccette trapezoidali e triangolari” (PANIZZA, 1995; PANIZZA & PIACENTE, 1978) classificate in modo differente a secondo della posizione in cui si trovano (UFIMTSEV, 1990).
BRANCACCIO E ALT. (1977) anno descritto alcuni esempi tipici che si possono osservare nei rilievi calcarei dell’Appennino meridionale. Il profilo che l’autore descrive, mostra un andamento lineare e una inclinazione di 35°.

Analisi delle strutture tettoniche
Dalla carta geologica (fig. 2) si possono notare le principali faglie cartografate presenti nell’area di studio. Attraverso la fotointerpretazione delle immagini satellitari, prese da Google Maps, è possibile definire l’ubicazione e la geometria delle diverse strutture tettoniche presenti nell’area che sono rappresentate da netti sistemi di faglie per lo più ad alto angolo (fig. 4).

Dai dati raccolti attraverso l’analisi delle carte geologiche e dalla fotointerpretazione delle immagini satellitari, si sono individuati nell’area in studio due sistemi principali di strutture tettoniche:
· Sistema NE – SO: con una orientazione di circa N 50°/60° e denominato in letteratura scientifica come “sistema antiappenninico” perché taglia l’asse della catena appenninica in senso trasversale;
· Sistema NO – SE: con una orientazione di circa N 300° e denominato in letteratura scientifica come “sistema appenninico” perché è parallelo all’asse della catena appenninica (longitudinale);
I due sistemi si intersecano con un angolo prossimo ai 120°. Tale analisi geometrica è concorde con altre pubblicazioni che descrivono l’assetto strutturale dell’Appennino settentrionale (FAZZINI & GELMINI, 1982; BOCCALETTI E ALT., 1977, 1980, 1985; BETTELLI E ALT., 1989a, 1989b; PAPANI E ALT., 1987; BETTELLI, VANNUCCHI & CAPITANI, 2001; BETTELLI, PANINI & CAPITANI, 2002; BALOCCHI, 2003). Inoltre è presente un sistema con orientazione N 20° non cartografato nella carta geologica ma con pronunciate evidenze geomorfologiche riscontrabili dallo studio delle immagini satellitari (fig.4)
Sul lato ovest della struttura piramidale e leggermente più a valle si ritrova una superficie planare di forma trapezoidale inclinata mediamente di 20/25°.

Conclusione
Il fenomeno della struttura piramidale di Vesallo nella Provincia di Reggio Emilia è un fenomeno naturale legato ai processi di erosione e alterazione chimica selettiva lungo le principali direttrici tettoniche successive al movimento dei due blocchi.

I dati ricavati dalle carte geologiche e dalla fotointerpretazione mostrano come la struttura piramidale è ruotata di un angolo N 15° (fig. 3) e il lato certo della struttura piramidale situato a nord è allineato secondo il "sistema appenninico" (N 300°) mentre il lato ad ovest della struttura è allineato secondo le strutture tettoniche con spiccate evidenze geomorfologiche che alla scala macroscopica possono rappresentare faglie associate a quelle con direzione appenninica. L’incertezza dei due lati posti a est e sud è dovuta con molta probabilità ai processi di modellamento naturale e antropico.
La superficie triangolare sul lato ovest della piramide è correlabile a quella di maggiore estensione e di forma trapezoidale posta a una quota topografica più bassa sempre sul versante ovest della montagna. Entrambe le due superfici presentano la medesima inclinazione di 25/30° molto prossima a quella descritta da BRANCACCIO E ALT. (1977).
Con il progredire del tempo geologico, gli sforzi tettonici in atto in tale regione hanno portato alla dislocazione dei diversi blocchi della Formazione di Ranzano, generando delle scarpate di faglia (superfici strutturali pianeggianti più o meno estese, fig.5).




Successivamente i processi erosivi e quelli di alterazione fanno arretrare la scarpata di faglia formando le faccette triangolari come quelle preseti nella parte alta del versante (faccetta sommitale in corrispondenza di una faglia minore) e quella trapezoidale (faccetta basale) nella parte bassa, entrambe con una inclinazione intorno ai 25/30° (fig. 6).

Lo studio condotto mostra come i processi fisici e chimici in corrispondenza dei principali lineamenti strutturali possa generare delle strutture piramidali molto simili a quelle che in passato sono state costruite dall’uomo. Non un modellamento da parte dell’uomo, ma un lungo processo geologico che ha formato queste curiose strutture.

Per verificare l'ipotesi descritta è necessario uno studio mesostrutturale alla scala dell'affioramento, dove misurare l'orientazione dei piani di faglia e verificare l'effettivo parallelismo con le strutture macroscopice e i lati della struttura piramidale.

Bibliografia
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