Approfondimenti

 

GEOLOGIA E LITOSTRATIGRAFIA

Aspromonte Geopark (AG) occupa la porzione meridionale dell’Orogene Calabro-Peloritano (OCP). Esso è costituito da una struttura a falde metamorfiche-plutoniche con coperture sedimentarie meso-cenozoiche. Tre sono le unità geologiche, ossia i complessi rocciosi, sovrapposti l’uno sull’altro, ognuno dei quali è caratterizzato da una storia geologica specifica ed in parte autonoma. Il più profondo di questi è noto nella letteratura scientifica come Unità di Madonna di Polsi (aut.); il complesso intermedio è noto come Unità dell’Aspromonte ed infine, in posizione superiore, troviamo l’Unità di Stilo. Ognuna di queste unità geologiche è costituita da un insieme di rocce differenti tra loro per composizione benché accomunate dalla stessa evoluzione geologica.

Si riconoscono dal basso verso l’alto:

L’Unità della Madonna di Polsi, che costituisce la base della pila di falde tettoniche, è costituita da rocce metamorfiche, tra cui filladi, scisti, anfiboliti e marmi che derivano dalla trasformazione di rocce sedimentarie (arenarie, silt, argille, rocce carbonatiche) e vulcaniche.

Si tratta di antiche rocce di età compresa tra 265 e 65 Ma che sono state prima trascinate alla profondità di oltre 30 km all’interno della crosta terrestre e poi esumate durante i processi di collisione Africa-Europa e i movimenti tra le microplacche che costituivano la fisiografia del Mediterraneo centrale tra 50 Ma (Paleocene) e 30 Ma (Oligocene). Questi complessi processi possono essere osservati a diversa scala in vari luoghi del PNdA. Le rocce di questa unità affiorano, in “finestre”, nella porzione meridionale dell’Aspromonte, nei pressi di Cardeto, Africo Vecchio e vicino al Santuario della Madonna di Polsi, da cui prende il nome.

L’Unità dell’Aspromonte, sovrapposta all’Unità della Madonna di Polsi, è costituita da rocce metamorfiche, quali gneiss, paragneiss biotitici e micascisti granatiferi e graniti che rivelano una storia geologica molto più antica e complessa. Si tratta di rocce, affiornati in diverse aree dell’AG, che derivano da antichissimi sedimenti deposti i circa 542-250 Ma lungo i margini settentrionali del supercontinente Gondwana, che occupava la parte dell’emisfero meridionale della Terra. Verso la fine dell’Era Paleozoica, circa 300 Ma, questo continente a causa di processi geodinamici collisionali si unì con altre masse continentali più piccole, formando un’unica massa continentale (la Pangea) ed un’imponente e lunga catena montuosa, oggi solo in parte conservata. In questo complesso processo orogenetico, denominato Orogenesi Varisica, le rocce sedimentarie e plutoniche furono trasformate in rocce metamorfiche e nello stesso tempo grandi volumi di magma si solidificarono all’interno della crosta terrestre formando enormi batoliti. Questa storia fatta di sforzi, pressioni e temperature, che trasformano le rocce e registrano le fasi di costruzione di una catena montuosa, è ricostruibile nell’unità dell’Aspromonte.

Il contatto tra l’unità della Madonna di Polsi e l’unità dell’Aspromonte è caratterizzato da rocce caratterizzate da deformazioni di tipo duttile (deformazioni che avvengono senza perdita di coesione della roccia), prodotte da lenti movimenti avvenuti lungo la superficie di accavallamento circa 30 milioni di anni fa. Si tratta di movimenti sviluppati lungo una superficie di taglio profonda all’interno della crosta. In questa “regione” enormi forze, con pressioni fino a 12.000 kg/cm2 e temperature di 450°C, trasformano le rocce preesistenti con deformazioni e ricristallizzazioni. I minerali si orientano, ruotano, fluiscono come se fossero una pasta duttile, assumendo configurazioni nastriformi e generando rocce con strutture peculiari, le miloniti.

L’Unità di Stilo costituisce la porzione sommitale della struttura a falde dell’Aspromonte ed è la più diffusamente affiorante all’interno dell’AG. E’ costituita da paragneiss biotitici micascisti granatiferi ed anfibolitici erciniche in facies scisti verdi ed anfibolitica e da filladi con intercalazioni arenacee e metacalcari, all’interno delle quali sono presenti fossili devoniani. L’unità di Stilo è caratterizzata da una copertura sedimentaria carbonatica che prende il nome dalla località Monte Mutolo nei pressi di Canolo e che affiora anche nei dintorni di Palizzi e Palizzi Marina. Si tratta di brecce e di calcari oolitici e pisolitici o grainstone. In alcune aree sono presenti dei lembi di deposti continentali.

La porzione metamorfica dell’Unità di Stilo (filladi e scisti) racconta una storia completamente diversa da quella registrata dall’Unità dell’Aspromonte e di Madonna di Polsi. Il basso grado metamorfico di queste rocce ha permesso di conservare la storia più antica dell’Italia peninsulare con Acritarchi e piccoli trilobiti, fossili del Cambriano – Ordoviciano, e Conodonti del Siluriano – Devoniano.

Il contatto tra l’Unità di Stilo e la sottostante Unità dell’Aspromonte si sviluppa lungo superfici relativamente poco profonde, dove prevale il comportamento fragile, e le enormi forze in gioco frantumano le rocce in piccoli frammenti, che prendono il nome di cataclasiti.

Sono presenti anche plutoniti a composizione granitica, granodioritica e tonalitica messe in posto in diverse fasi, che generano delle importanti aureole di contatto metamorfico.

 

Sull’edifico a falde poggia una potente successione sedimentaria caratterizzata alla base dalla presenza dellaFormazione di Stilo Capo d’Orlando (FSCO) che rappresenta la successione cenozoica più estesa dell’AG. La successione è costituita da una porzione basale conglomeratica-arenacea di spessore variabile da pochi metri a circa 150. I depositi sono riferibili ad ambienti da continentali (talora con fossili di mammiferi terrestri) a costieri, particolarmente sviluppati nella zona di Palizzi, Antonimina (brecce rosse ed arenarie bianche di Scorciapelle), Canolo (la trasgressione di Piano Crasto – Solara, i filoni sedimentari di Canolo) ed Agnana, oppure sono formati da grandi depositi conglomeratici con massi di grandi dimensioni (> 1m) riferibili a conoidi alluvionali o a sistemi fluviali (la Valle delle Grandi Pietre). Con un rapido passaggio, che registra la più importante trasgressione cenozoica, si passa ad una alternanza pelitico-arenacea, di ambienti transizionali e marini. Le facies continentali e di transizione che caratterizzano la FSCO trovano delle perfette correlazioni con le successioni sedimentarie oggi affioranti in Sardegna, Piemonte e Francia meridionale. La perfetta correlazioni di questi ambienti deposizionali testimonia come, circa 30 milioni di anni fa, le rocce che oggi formano la FSCO erano un frammento di un unico grande ambiente sedimentario, che si sviluppava nell’attuale posizione della Francia e Piemonte meridionale. Questo ambiente, in seguito ai processi di apertura del Bacino Ligure-Provenzale e successivamente alla rotazione del blocco Sardo-Corso e dell’apertura del Tirreno, è stato smembrato, ed un pezzo è stato trasportato fino all’attuale posizione che oggi occupa l’Aspromonte, ad oltre 1.000 km di distanza dall’area in cui si è formato. Nel Langhiano la successione viene interrotta dall’arrivo delle Argille Varicolori, di età compresa tra il Cretacico e il Miocene inferiore, con lembi di Flysch Numidico in posizione apicale. Al disopra delle Argille Varicolori e la FSCO poggia una successione sedimentaria compresa tra il Serravalliano e l’attuale. Al di sopra delle Argille Varicolori poggiano le Calcareniti di Floresta che caratterizzano alcuni paesaggi geologi dell’AG, come ad esempio a Bova (Geosito le Calcareniti di Floresta del Castello). Si tratta del prodotto di erosione e sedimentazione in ambienti marini poco profondi, testimoniato dalla presenza di abbondantissimi frammenti di alghe, briozoi, echinidi, ostree e pectinidi e talora anche di organismi più complessi come il frammento di sirenide, attualmente conservato presso il Museo di Paleontologia e Scienze Naturali di Bova. La stratificazione è caratterizzata da foreset ad elevata inclinazione, la stratificazione incrociata, e la geometria dei corpi permette di ipotizzare l’azione di correnti molto forti. Si tratta di una biocalcarenite e arenarie arcosiche a cemento carbonatico con frammenti di blioclasti. Verso l’alto le Calcareniti di Floresta passano a delle marne, argilliti ed arenarie fini, che registrano condizioni di maggiore profondità. La successione Serravalliana-Tortoniana è rappresentata da conglomerati ed arenarie, che evolvono ad arenarie fini con intercalazioni pelitiche; esse registrano la trasgressione miocenica, riconosciuta lungo gran parte del versante orientale della penisola italiana. Si tratta di depositi che evolvono da facies tipicamente costiere a marine con la presenza di delta conoidi. La successione evolve attraverso diatomiti e peliti euxiniche (Formazione del Tripoli) che passano attraverso un contatto erosivo e stratigrafico a calcari vacuolari, brecciati presenti nell’area nord-orientale dell’AG (Mammola). La Serie Gessoso Solfifera, rappresentata soprattutto da calcari, è chiusa in discordanza e lungo una superficie erosiva da un potente corpo conglomeratico, la Formazione di Monte Canolo. Si tratta di conglomerati poligenici con una matrice sabbiosa particolarmente potenti a nord di Natile Nuovo e presenti all’interno dell’AG tra Canolo (Piano Crasto) e Mammola, in destra e sinistra idrografica del Torrente Torbido. La crisi di salinità del Messiniano viene interrotta dal ritorno di condizioni marine normali, con una sedimentazione peculiare caratterizzata da un’alternanza, riferita a ciclicità astronomiche, di marne e marne argillose; essa caratterizza le pareti verticali di Monte Scifa e Piano Crasto. Si tratta della Formazione dei Trubi di età pliocenica, che caratterizza molte aree costiere del versante meridionale dell’Aspromonte (Galati) e le aree comprese tra Canolo, Gerace, Monte Scifa (Mammola) e Piani della Limina. Al tetto, lungo una superficie erosiva, si passa a calcareniti a stratificazione incrociata conosciute in Sicilia come Calcareniti di Narbone e in Calabria come Calcareniti di Vinco. Si tratta di arenarie bioclastiche con una componente silicoclastica, caratterizzate da stratificazioni incrociate a grande scala che indicano ambienti di elevata energia e bassa profondità (le Calcareniti di Gerace). Questi depositi sembrano collegarsi ai depositi di paleo-stretto presenti a monte di San Giorgio Morgeto in località Torre (i depositi di Stretto di Monte Torre).

Bibliografia: Guida Geologica dell’Aspromonte (Cirrincione et altri, Laruffa editore, 2017).

GEOMORFOLOGIA

(tratta dal Piano del Parco Nazionale dell’Aspromonte, anno 2007, sintetizzate e modificate dott. geol. A. Serena Palermiti)

La geomorfologia dell’area di Aspromonte Geopark è dominata da due contrastanti categorie di processi: da un lato si ha la costruzione del rilievo a causa delle forze endogene che, con il sollevamento tettonico iniziato circa 1 milione di anni fa ed ancora in atto, costruisce il rilievo innalzando blocchi crostali; dall’altro lato, si ha la distruzione del rilievo ad opera dei rapidi processi di smantellamento dei versanti attivati dai fenomeni atmosferici che presentano un’intensità e frequenza rilevante, sebbene concentrati nella stagione invernale, e dai ricorrenti scuotimenti sismici. Tali fenomeni sono facilitati sia dalle condizioni degradate dei terreni sia dalla morfologia ad alta energia del rilievo e forti pendenze. Le forme dovute agli agenti tettonici costruttori del rilievo si indicano con il termine di “morfostrutture”; quelle dovute ai processi di smantellamento con “morfosculture”. In Aspromonte si assiste, pertanto, alla verifica di quella che in geomorfologia è nota come “Legge dell’Antagonismo”: al sollevamento della catena (come testimoniato dall’attività sismica e da mille indizi geologici e geomorfologici), ancora oggi in atto, si accompagna – per reazione naturale – un’intensa azione dei processi di smantellamento: erosione e movimenti in massa.

Lo smantellamento procede a gran ritmo, con tassi di erosione (includendo in questo tutti i processi di smantellamento) che superano gli 0,8mm/a nella zona di massima erosione, in un periodo di riferimento di 1milione di anni (Hibbeken & Schleyer, 1991).

I processi geomorfici principali dell’area dell’Aspromonte Geopark

1 – Processi morfotettonici

Si tratta dei processi generatori di forme attivati dalla tettonica, tra cui:

1.A – Il sollevamento tettonico 1.B – La fagliazione di superficie. 1.C – Le fasi compressive mio-plioceniche

2 – Processi di modellamento idraulico

Tra processi di modellamento idraulico rientrano i sottoelencati.

2.A – Erosione marina 2.B – Erosione lineare 2.C – Erosione da ruscellamento diffuso e da dilavamento.

3 – Processi di erosione areale

Nell’area del Parco questi processi sono senza dubbio subordinati, per masse erose e trasportate, ai

processi di erosione lineare da acqua corrente e ai processi gravitativi di versante.

3.A – Erosione nivale o crio-nivale e relativi depositi. 3.B – Processi di erosione eolica e di deposizione di limi eolici. 3.C – Erosione carsica 3.D – Erosione pseudocarsica 3.E – Processi di esfoliazione

4 – Processi di modellamento gravitativo

4.A – Tipologia e distribuzione dei fenomeni di movimento di massa.

Nella zona di interesse sono presenti quasi tutti i tipi di fenomeni di instabilità dei versanti. I fenomeni di movimento in massa sono distinti in due categorie: fenomeni franosi e fenomeni di Deformazione Gravitativa Profonda di Versante (DGPV). La distinzione tra le due categorie è più che altro convenzionale ed ha una valenza pratica, mentre in natura non esistono limiti fenomenolologici univoci. La frana è un fenomeno di movimento in massa verso il basso e verso l’esterno di versante; in esso è presente e macroscopicamente individuabile una superficie o zona di rottura che separa con continuità la massa in movimento da quella in posto. La superficie affiora lungo tutto il perimetro del corpo franoso o può essere individuata in base ad elementi superficiali ad essa direttamente collegati (fratture en-echelon lungo i fianchi, creste di pressione al piede, etc.). Essa può presentare una geometria molto complessa e può consistere in più elementi sovrapposti. L’entità dello spostamento della massa può essere piccola o grande rispetto alle dimensioni del fenomeno. I meccanismi di deformazione possono essere tutti quelli che si esplicano mediante una o più superfici o zone di rottura continue. Se la massa supera certe dimensioni-soglia, che purtroppo non possono essere genericamente predefinite nemmeno in base alla tipologia della deformazione, nella dinamica del processo si rendono evidenti fenomeni dovuti a fattori di scala (nel senso di Goguel, 1978 e di Erisman, 1979).

La Deformazione Gravitativa Profonda di Versante (DGPV) è un fenomeno di movimento in massa in cui la presenza di un’eventuale superficie di scorrimento continua non è macroscopicamente evidente e non è necessario postularla per rendere conto delle deformazioni osservate sia in superficie sia in profondità. L’entità dello spostamento è piccola rispetto alle dimensioni del fenomeno che sono rilevanti e possono coinvolgere, sui versanti subaerei, fino a diversi miliardi mc di materiale. In genere, la dimensione della massa in deformazione è paragonabile a quella della lunghezza del versante interessato. I meccanismi di  deformazione sono quelli che per la loro dinamica non necessitano di una superficie o zona di rottura continua, quindi è necessario che la roccia, almeno nel lungo termine, presenti comportamento viscoso. Ciò comporta effetti di scala che producono, ad esempio, la transizione rigido-duttile del materiale roccioso. Importanti Geositi di Aspromonte Geopark sono proprio costituiti da aree in dissesto, interessate  da DGPV, come la Grande Frana del Vallone Colella la Frana del Lago Costantino, il Sackung di Platì, ecc.

 

IDROGRAFIA: LE FIUMARE

Il Massiccio aspromontano presenta caratteri orografici, climatici, geomorfologici, litostratigrafici, tettonici e strutturali tali da far risaltare dal paesaggio d’insieme, quello più esemplificativo tracciato dal “motivo idrografico”. Dalla sommità del Montalto (la cima più alta dell’Aspromonte), infatti, si dipartono a raggiera verso la costa ionica, lo Stretto di Messina e la costa tirrenica una serie innumerevole di corsi d’acqua la maggior parte dei quali sono costituiti da Fiumare, le morfosculture principali dell’Aspromonte.

Fiumare è un termine scientifico, di derivazione locale (jiumara) che identifica questi singolari corsi d’acqua “effimeri”, a regime torrentizio, caratterizzati da un corso molto breve e con elevata pendenza del letto, che si sviluppa completamente in area di catena. La morfologia del loro letto, nella media e bassa valle, è simile a quello dei canali intrecciati tipo braided e i depositi alluvionali sono essenzialmente ghiaiosi, con clasti che possono raggiungere anche i 2-3 metri di diametro. La loro capacità di trasporto è notevole, anche se di tipo intermittente, essendo legata ai periodi di maggiore piovosità; infatti, durante l’inverno, e solo occasionalmente nei mesi autunnali e primaverili, la portata aumenta notevolmente e rapidamente, mentre per il resto dell’anno il letto è secco, soprattutto in estate, quando la notevole temperatura (con valori medi delle temperature massime di circa 30°) favorisce l’evaporazione. Tali parametri idrodinamici e idrogeologici, tipici dei torrenti, sono conseguenti al fatto che le fiumare si inseriscono in una regione tuttora in forte sollevamento, quindi morfodinamicamente molto attiva. Le fiumare possono essere comparate alle ramblas spagnole, anch’esse formatesi in condizioni morfotettoniche e climatiche simili a quelle descritte (Luisa Sabato, 1999).

 

SISMOTETTONIC

Le ricerche condotte nell’ambito del Progetto finalizzato “Geodinamica” del CNR hanno permesso una migliore individuazione dell’assetto dell’Orogene (Arco) Calabro-Peloritano, confermandone la segmentazione a “blocchi” (Figura 1).

Tale segmentazione, che permette la possibilità di movimenti indipendenti tra settori adiacenti, si verifica a causa di importanti sistemi di faglie, riconducibili ad un gruppo di sistemi longitudinali, in direzione parallela alle direttrici strutturali della Catena, che seguono la curvatura dell’arco (direzione N-S, NE-SW ed E-W) e ad un gruppo di sistemi trasversali, che interrompono la continuità dei vari settori della Catena (con direzione ENE-WSW, E-W, ESE-WNW e NE-SW), delimitando così delle strutture di affondamento.

La differenziazione nel comportamento dei blocchi è avvenuta in epoca neotettonica (Ghisetti F., 1979).

Il territorio di Aspromonte Geopark rientra nelle “aree di catena”– individuato come Blocco 9 Aspromonte, rappresentando la prosecuzione verso sud della catena della Sila e delle Serre.  L’horst dell’Aspromonte è delimitato, verso nord, dal Blocco 12 –Fossa di Siderno, verso ovest dal Blocco 8- Bacino di Reggio e Fossa del Mesima, vesro sud dal Blocco 13-Fossa di Messina e verso sudest dal Blocco 3- Bacino peri-ionico di Capo Spartivento.

Alla rimobilizzazione in blocco di tutte le strutture tettoniche principali fino ai tempi recenti e attuali (regime distensivo e sollevamento dell’Orogene Calabro-Peloritano, suprapliocenico-pleistocenico) sembra potersi ricollegare l’intensa attività sismica dell’area. La scuotibilità dell’area di Aspromonte Geopark risulta legata agli eventi sismici di elevata magnitudo con M>6 e intensità MCS>IX  generatisi in aree sismogenetiche attive  (Figg. 2 – 3,  tratte da “An Atlas of Mediterranean seismicity” a cura di Gianfranco Vannucci et alii, 2004).

 

L’attività sismica di questo territorio è, infatti, tra le più rilevanti dell’intera penisola.

Dall’esame dei dati sismologici storici, infatti, è possibile riscontrare che l’area calabro-peloritana, ivi compresa quella di Aspromonte Geopark, è stata interessata da frequenti e forti eventi sismici connessi alle strutture tettoniche che attraversano il territorio.

Tra gli eventi più energetici e distruttivi, che hanno interessato anche l’Aspromonte Geopark (Figura 4), si fa menzione della sequenza sismica che colpì la Calabria meridionale nei mesi di febbraio-marzo del 1783, caratterizzata da cinque scosse telluriche di notevole magnitudo (5.9 £ M £ 6.9) con epicentri variamente distribuiti lungo l’allineamento tettonico che dal graben del Mesima porta allo Stretto di Messina, e l’evento sismico, con annesso tsunami, del dicembre 1908 (M > 7) sullo stesso Stretto, uno tra i più disastrosi della storia sismica italiana, che provocò circa 200.000 vittime tra Reggio Calabria e Messina e che distrusse parecchi centri abitati nell’immediato entroterra della provincia di Reggio Calabria. Tra gli eventi più recenti, ma comunque contraddistinti da una minore severità rispetto ai precedenti, è da ricordare il terremoto del gennaio 1975 con epicentro sempre sullo Stretto di Messina (catalogo dei forti terremoti in italia dal 461 a.c. al 1990, 2° edizione; da Boschi et alii, 1997).

 

Sulla base di quanto precedentemente esposto, si ricava che la Pericolosità Sismica (Seismic Hazard), cioè la probabilità che accada in futuro un evento sismico di forte intensità (IX°, X°, XI° MCS), risulta alquanto elevata (Figura 5).

Ai sensi della nuova classificazione stabilita dall’OPCM 3274/2003 (e successive modifiche e integrazioni) secondo la quale il territorio nazionale viene suddiviso in quattro zone sismiche, ciascuna contrassegnata da un diverso valore di ag= accelerazione orizzontale massima su suolo di categoria A, il territorio dell’Aspromonte Geopark rientra prevalentemente in Zona Sismica 1 con valori di ag  (valori di ag espressi come frazione dell’accelerazione di gravità g), pari a 0,35g.