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Geologia

Nell’ambito della catena appenninica il Cilento per le sue caratteristiche geologiche peculiari può essere definita una “provincia morfostrutturale” (Guida et al. 1980), che a sua volta rappresenta una sub unità della Regione Tettonica Campano Lucana. Tra queste caratteristiche risaltano nel territorio del Parco nazionale del Cilento e Vallo di Diano gli affioramenti diffusi delle porzioni geometricamente apicali del prisma orogenico sud-appenninico. Tali porzioni sono costituite dalle unità interne, ovvero dai terreni bacinali derivanti dalla deformazione di domini paleogeografici deposti su crosta oceanica o continentale assottigliata. Si tratta di terreni, già considerati come porzioni basali delle successioni affioranti nel Cilento (Formazione di Ascea: Ietto et al., 1965; Cocco, 1971), ma in seguito assimilati alle Unità nord-calabresi o Liguridi auct. e alle unità Sicilidi (Bonardi et alii, 1988), di età prevalentemente terziaria. Essi risultano sovrapposte tettonicamente ai depositi mesozoico-terziari delle unità esterne riferite al paleomargine occidentale della microplacca apula (Unità tettonica del Bulgheria ed Unità tettonica dei Monti Alburno-Cervati-Pollino: Mostardini e Merlini, 1986; Sgrosso, 1986), e ciò sarebbe avvenuto durante il Miocene. Su tali terreni, intendendo quelli delle unità interne ed esterne, poggiano in contatto stratigrafico, ovviamente discordante, depositi miocenici sinorogeni. Essi sono rappresentate rispettivamente dal Gruppo del Cilento seguito dai conglomerati di M. Sacro (Amore et alii, 1988; De Pippo & Valente, 1991) e delle calciruditi ed arenarie di Piaggine (Castellano et alii, 1997).

 - Unità Interne- A queste unità, spesso notevolmente deformate, afferiscono le formazioni dell’Unità tettonica Nord Calabrese (formazioni delle Crete Nere e del Saraceno: sensu Bonardi et alii, 1988), quelle dei terreni ad “Affinità” Sicilide o di Castelnuovo Cilento (Cammarosano et alii, 2000) e quindi quelli più propriamente dell’Unità Sicilide. Quest’ultima, decisamente poco rappresentata, è considerata correlabile per le litologie osservabili (argille policrome, marne, calcari risedimentati ed arenarie) e per l’età (paleogenica) con gli affioramenti tipo dell’area lucana (Lentini et alii, 1991; de Capoa et alii, 2000), e per questo è stata così denominata. L’ordine di descrizione corrisponde alla posizione con cui queste unità si sovrappongono nel Cilento procedendo da quella superiore, passando da quella intermedia, e quindi a quella inferiore (Cammarosano et alii, 2000). Esse sono costituite principalmente da argilliti, grigie e grigio piombo, talora varicolorate, areniti carbonatiche, a volta con liste e noduli di selce, e areniti silicoclastiche con marne biancastre e grigio chiare. Nei termini più antichi, in cui prevalgono le argilliti, si ritrovano forme fossili dell’Eocene medio (circa 37 Ma) (Martelli e Nardi, 2005), mentre nei termini più recenti, in cui le arenarie a composizione silicoclastica prevalgono sulle intercalazioni pelitiche, le forme non superano il Burdigaliano (circa 16 Ma) (Martelli e Nardi, 2005). Questi depositi si sarebbero formati in un bacino profondo, piuttosto ampio da poter consentire differenze significative nella sedimentazione (Guerrera et alii, 1993). Il coinvolgimento nella deformazione, evidente nelle pieghe diffuse e nell’intensa tettonizzazione (Mauro e Schiattarella, 1988), non rende possibile eseguire sempre un’attribuzione degli affioramenti. Attualmente le successioni litologiche su citate, sono localizzate lungo la fascia costiera, ad esempio nei pressi degli abitati di Acciaroli ed Ascea, e lungo le valli dei fiumi Alento, Mingardo e Bussento.

 - Unità esterne- A queste unità appartengono l’unità del Monte Bulgheria e l’unità dell’Alburno-Cervati-Pollino (D’Argenio et alii, 1975). Esse sono costituite essenzialmente da potenti successioni carbonatiche di piattaforma del Mesozoico e di parte del Paleogene, seguite da esili coperture silicoclastiche di bacino del Miocene. Più precisamente, si distinguono successioni carbonatiche sedimentatesi nella porzione più interna e protetta di una piattaforma, ovvero di un alto morfologico situata in ambiente marino poco profondo caratterizzato da un’elevata produzione di materiale carbonatico, facilitata anche dal ruolo esercitato dagli organismi animali e vegetali (Barattolo e De Castro, 1991), ed altre successioni di analoga composizione, ma formatesi a largo di una piattaforma, dove potevano arrivare i prodotti della sua disgregazione ad opera del moto ondoso, quali le brecce, e potevano precipitare i normali sedimenti fangosi di fondale.Della prima successione di piattaforma carbonatica protetta affiorano essenzialmente calcari e calcari dolomitici, a partire dal Giurassico medio (circa 165 Ma), anche se sono i termini cretacei quelli più rappresentati nelle principali morfostrutture del Parco Nazionale del Cilento e Vallo di Diano (Monti Alburni, Monte Cervati, Monte Chianello - Soprano, Monte Motola-Cocuzzo). A seguire vi sono i calcari, talora marnosi, del Paleocene superiore-Eocene medio (Vecchio e Barattolo, 2006), che caratterizzano la Formazione di Trentinara (Selli, 1962) e quindi, con una debole discordanza, delle calcareniti con ostreidi, pettinidi, litotamni del Miocene inferiore della Formazione di Roccadaspide (Selli, 1957) . Tale evoluzione indicherebbe, oltre che un periodo di emersione tra l’Eocene e l’Oligocene, una variazione delle condizioni di sedimentazione verso ambienti marini ad energia relativamente alta, sempre più profondi in contesti paleoclimatici temperati (Carannante et alii, 1988). La successione si completa con la Formazione del Bifurto (Selli, 1957) costituita da argille colore tabacco, talora in strati molto spessi, areniti carbonatiche e silicoclastiche, quest’ultime ricche in detrito quarzoso, in genere molto deformata, di età langhiana (Patacca et al., 1992). Tali caratteri fanno sì che si possa parlare di un deposito di mare aperto e relativamente profondo (avanfossa).La seconda successione carbonatica è rappresentata da sedimenti formati in un’area di transizione tra la piattaforma ed il bacino, ed esordisce con delle dolomie triassiche, che passano a calcari con brecce, calcari con selce e, quindi, marne con ammoniti del Lias. Al di sopra di queste si rinvengono ancora calcari con selce del Dogger e Malm seguiti da calcari detritici, anche grossolani, del Cretaceo inferiore-medio ed infine da calcari marnosi tipo scaglia, ovvero con aspetto fogliettato, di età compresa tra il Cretaceo superiore e l’Oligocene. Seguono quindi dei termini miocenici assimilabili a quelli già rilevati nell’altra successione. La colonna stratigrafica descritta si ricostruisce analizzando esclusivamente i versanti del Monte Bulgheria (Scandone et alii, 1964; Torre, 1970), unica area di affioramento. La presenza di livelli di brecce nella porzione inferiore della colonna e della scaglia in quella superiore confermerebbe un ambiente di sedimentazione marino relativamente profondo che insisteva su crosta continentale. In tale bacino dapprincipio si accumulavano prevalentemente i prodotti dello smantellamento della piattaforma carbonatica e quindi in seguito si verificava la precipitazione di una gran quantità di placton calcareo (foraminiferi e nannofossili).

Depositi sinorogeni miocenici- A questo gruppo afferiscono due formazioni del Miocene medio: il gruppo del Cilento e le calciruditi e brecce di Piaggine, che sono costituite da depositi torbiditici quali argille, arenarie e conglomerati, affioranti in discordanza sulle unità precedentemente descritte.La più rappresentativa è il gruppo del Cilento (Amore et al., 1988; Cavuoto et al., 2004) che affiora quasi esclusivamente sul M. Stella, M. Gelbison e M. Centaurino. In base ad una recente revisione stratigrafica questo gruppo, originariamente denominato Flysch del Cilento (Ietto et alii, 1965; Cocco, 1971), comprende le formazioni di Pollica e di San Mauro.La prima formazione consiste principalmente da arenarie litiche e feldspatiche e peliti siltose organizzate in strati da sottili a medi e subordinatamente da conglomerati poligenici con matrice prevalente in strati spessi e molto spessi, in genere di forma lenticolare. I conglomerati e le arenarie grossolane tendono a caratterizzare gli affioramenti delle successioni dei rilievi orientali, a tal punto che era stata ipotizzata l’istituzione di una nuova formazione (Formazione del Torrente Bruca: Guida et al., 1988). La diffusione di strutture sedimentarie, quali la gradazione dei granuli e le laminazioni negli strati arenacei, nonché le controimpronte da erosione alla base di essi consentono di interpretarli come depositi messi in posto da correnti di torbida, ovvero da correnti con eccesso di materiale in sospensione in movimento su fondi acclivi di bacini profondi. Analoga interpretazione si può dare per i depositi della Formazione di San Mauro, anche se soprattutto nella porzione inferiore, oltre a prevalere arenarie meno grossolane, si hanno marne in strati e banchi, che possono raggiungere anche diverse decine di metri. Per il modo con cui tendono a fratturarsi tali banchi marnosi sono noti con il nome di “fogliarina” e per la loro continuità sono considerati dei livelli guida. Nell’area di Monte Sacro e di Monte Centaurino si intercalano alla successione due livelli caotici comprendenti blocchi di ogni dimensione e litologia (olistostroma). Addirittura tra questi blocchi negli affioramenti dell’olistostroma di Monte Centaurino si hanno, come già accennato, rocce magmatiche tipiche di fondali oceanici, esposte in maniera diffusa in Calabria settentrionale. Il Gruppo del Cilento è interpretato come un sedimento sinorogeno del Miocene medio (Langhiano – Tortoniano), formatosi in un bacino al di sopra delle unità interne già deformate e su quelle esterne in via di deformazione. In letteratura, tali bacini sono conosciuti con il nome di thrust-top basin o piggy-back basin (Valente, 1993; Valente et al., 2008). Lo spessore è di circa 2000 m sul monte Stella, meno di 1500 m in corrispondenza del Monte Sacro e ancora meno a Monte Centaurino. In compenso su questi ultimi rilievi si ha una successione di arenarie grossolane e conglomerati in strati spessi e molto spessi potente all’incirca 600 m (conglomerati di Monte Sacro: De Pippo & Valente, 1991). In molti casi la singolarità degli strati si perde per la frequente amalgamazione, che ne determina complessivamente spessori dei corpi sedimentari, spesso lenticolari, fino ad una decina di metri. La composizione delle arenarie è costituita da detrito granitico-gneissico, mentre quella dei conglomerati mostra principalmente clasti di rocce ignee e metamorfiche e subordinatamente di calcari neritici. L’ambiente deposizionale ipotizzato è alla base di una scarpata sottomarina piuttosto acclive e confinata lateralmente.L’età non è stato possibile determinarla, ma per posizione stratigrafica risulta non più antica del Tortoniano inferiore.Alle calciruditi e brecce di Piaggine (Sgrosso, 1981; Castellano et al., 1997), invece, appartengono quegli affioramenti di brecce calcaree e torbiditi arenacee e pelitico-arenacee con diversi intervalli caotici. Esse poggiano sui termini miocenici delle successioni calcaree, mentre sono ricoperte tettonicamente dalle Unità Sicilidi. Si tratta di un deposito di un bacino profondo, sempre più confinato, soggetto ad una forte tettonica sinsedimentaria, come testimoniano tra l’altro gli episodi caotici. In letteratura l’età di questi depositi è non più antica del limite Serravalliano-Tortoniano (Castellano et al., 1997). Lo spessore affiorante varia da poche decine di metri, come si osserva sui versanti meridionali di Monte Chianello, ad un paio di centinaia di metri, visibile presso il bordo nord-occidentale del Monte Cervati.

 Depositi Quaternari post-orogenici- In questo gruppo sono inclusi tutti i sedimenti marini e continentali depositatisi alla fine dell’emersione dell’area (tardo Pliocene e inizio Pleistocene). Essi sono rappresentati da quei depositi che derivavano dallo smantellamento delle litologie poste lungo i versanti dei rilievi, ovvero al riempimento di aree depresse tra i rilievi. Tra questi si considerano rappresentativi i Conglomerati di Centola (Pleistocene inferiore-medio: Guida et al., 1980), diffusi lungo i versanti dei rilievi costituiti da flysch, soprattutto del Monte Gelbison, ed i depositi lacustri del Vallo di Diano, che si cominciarono ad accumulare in questa depressione, simile all’orientamento della catena appenninica, sin dal Pleistocene inferiore (Karner et al., 1999). Sono altresì da considerare appartenenti a questo gruppo, le sabbie eoliche e i depositi marini da mettere in relazione alle variazioni del livello del mare succedutesi nel corso del Pleistocene e rilevabili lungo la costa cilentana (Brancaccio et al., 1990; Antonioli et al., 1994; Cinque et al., 1994). Non possono essere tralasciate fuori da questo gruppo, infine, i depositi relativi ai processi di deposizione, che si sono sviluppati in un contesto geologico ed ambientale pressoché simile all’attuale, i travertini, ben visibili presso le sorgenti di Capodifiume nella piana di Paestum ed i sedimenti fluviali, antichi e recenti, distribuiti lungo le principali aste fluviali (Alento: Cinque et al., 1995; Lambro: Guida et al., 1981; Mingardo: Guida et al., 1979; Calore: Li Vigni & Sava, 1994; Tanagro: Ascione et al., 1992).

IL GEOPARCO DEL CILENTO E VALLO DI DIANO
Il Parco Nazionale del Cilento e Vallo di Diano è stato inserito quale Geoparco della European and Global Geopark Network il 01 ottobre 2010 a Lesvo.

 
 
 
 
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