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pubblicato il 7 gennaio 2010 in terra

Alpi e Appennini

Come nasce una catena montuosa
Dalle parole greche oros (montagna) e genesis (origine) è nato il termine orogenesi, che indica tutti i processi geologici che portano alla formazione di una catena montuosa. Indipendentemente dall’ubicazione geografica, dal clima o dall’altitudine, tutte le catene montuose sono il risultato di uno scontro tra le placche litosferiche che, come un mosaico, compongono la parte più superficiale del nostro pianeta. La collisione avviene nelle zone di subduzione, tra placche costituite interamente da crosta oceanica che portano alla nascita di archi di isole vulcaniche, oppure tra una placca di crosta oceanica che, più densa e pesante, scivola al di sotto di una placca di crosta continentale più leggera formando le cordigliere, come le Ande o le Montagne Rocciose. Quando lo scontro avviene tra due placche di crosta continentale, che hanno la medesima densità, nessuna delle due è disposta a scivolare con facilità al di sotto dell’altra e poco a poco, ma inesorabilmente, le immani spinte dei due continenti che si fronteggiano creano le catene più spettacolari, più alte e dalla struttura più complessa, come l’immenso arco di montagne che va dai Pirenei e la Catena Betica alle Alpi, dalle Dinaridi ai Tauri, fino al Karakorum e all’Himalaya. Le catene montuose sono quindi le enormi cicatrici che testimoniano i movimenti delle placche litosferiche e ne mostrano gli antichi confini. La Terra è percorsa per migliaia di km da queste “cicatrici”, alcune giovani e lunghissime, molto elevate e dai rilievi aspri e selvaggi come Alpi, Karakorum, Himalaya, altre più antiche e dalle forme dolci, quasi delle morbide colline, come gli Urali, gli Appalachi o il Massiccio Centrale Francese: le forme che possiamo osservare sono il risultato combinato dei processi orogenetici e delle deformazioni tettoniche, che sollevano le catene e dei processi di erosione, che modellano i rilievi e tendono a “calcellare” nel corso del tempo i dislivelli e i rilievi che i processi endogeni creano, in un ciclo senza fine.

Un’evoluzione continua
I rilievi montuosi costituiscono un elemento importante nel paesaggio del nostro Paese: in qualunque punto della penisola le montagne sono sempre visibili, perfino al centro della Pianura Padana, anche se spesso nascoste dalle nebbie! E’ facile quindi per noi considerare i rilievi montuosi come qualcosa di fisso e immutabile, che è sempre esistito e sempre esisterà, ma in realtà non è così. Geologicamente parlando, le nostre montagne sono molto giovani e fanno parte del paesaggio del nostro Paese soltanto da meno di 100 Ma, un tempo relativamente breve nella storia geologica. Alpi e Appennini sono montagne “vive”: si muovono, si trasformano e continuano a crescere, lo fanno così lentamente che il processo non è apparentemente percepibile alla scala della vita umana. I geologi, però, sanno riconoscere i fenomeni che testimoniano come la crescita delle Alpi e degli Appennini continui ancora sotto ai nostri occhi: misure con strumenti ad alta tecnologia permettono addirittura di misurare i sollevamenti e gli abbassamenti delle montagne. Se si osserva inoltre la distribuzione dei terremoti nel nostro Paese, è facile rendersi conto di come i sismi siano distribuiti in fasce che bordano i margini delle Alpi e degli Appennini, a testimonianza dei movimenti che ancora si verificano in queste zone. I movimenti di sollevamento lungo le catene sono anche una delle cause dell’instabilità dei versanti e delle numerose frane che caratterizzano le zone montuose e collinari della nostra penisola.
La conformazione geologica e strutturale delle montagne d’Italia risente di una storia molto lunga e complessa, che porta ancora i segni di un’antichissima catena, la catena ercinica, formatasi più di 300 Ma fa, tuttavia i rilievi più evidenti, le Alpi e gli Appennini, sono strutture recenti, nella scala dei tempi geologici. Sono il risultato della compressione esercitata dal movimento di rotazione della placca africana che ha spinto e continua a spingere contro la gigantesca placca euroasiatica: i bordi delle due placche si sono così “accartocciati”, “arricciati” e deformati gli uni contro gli altri. Mano a mano che le due placche scivolavano a fatica una sotto l’altra, si creano i lunghi archi delle Alpi prima e degli Appennini subito dopo. Lo stesso movimento di compressione ha generato le catene montuose di tutti i Paesi che si affacciano sul Mediterraneo (dalla Grecia all’Albania, alla Croazia, fino alla Spagna, Tunisia, Marocco e Algeria), ed è responsabile dell’attività sismica e vulcanica delle regioni mediterranee, oltre ad aver creato i profondi bacini del M. Tirreno, delle Baleari e del Mar Ionio rimpicciolendo sempre più il Mar Adriatico.
Com’è fatta una catena montuosa?
Le catene montuose si presentano come fasce allungate, spesso arcuate, di rilievi e successioni di cime elevate, bordate ai margini da aree pianeggianti. Si distinguono una zona “interna” alla catena, quella meno deformata, e una zona “esterna”, verso la quale procede la deformazione. La zona esterna, non ancora deformata, verso la quale la catena si muove, viene detta avampaese. Tra l’avampaese e la catena si trova l’avanfossa, una zona depressa al di sotto della quale si verifica la subduzione di una delle due placche: è nell’avanfossa che si raccoglie la maggior parte dei detriti e dei sedimenti prodotti dallo smantellamento della catena. L’avanfossa si presenta in superficie come una piatta e tranquilla pianura, ma in profondità è la zona più attiva dell’intera catena dove la crosta si frattura e grandi falde tettoniche si piegano e si impilano le une sulle altre a raddoppiare il normale spessore della crosta.

Storia geologica dell’Italia
Se potessimo osservare il nostro Paese 250 milioni di anni fa, avremmo sicuramente molte difficoltà a riconoscere i luoghi e i paesaggi a noi oggi familiari! I continenti erano raggruppati nella grande massa di Pangea, nella quale si apriva un grande braccio di mare, la Tetide. Il nostro Paese si trovava nell’angolo occidentale di questo grande golfo, sommerso sotto alle acque di un mare poco profondo (200-300 m), molto simile all’attuale Adriatico i cui margini presentavano un paesaggio somigliante a quello delle piattaforme carbonatiche delle Bahamas. I depositi di questo antico mare si ritrovano ancora nelle sequenze sedimentarie delle Alpi e degli Appennini. Le uniche aree emerse di quella che diventerà la nostra penisola erano una piccola area tra Pisa, l’Argentario e la Sardegna. I movimenti della litosfera crearono grandi fratture e nuove placche litosferiche ripresero a muoversi, ad allontanarsi e a collidere tra loro. Così, la subduzione della crosta oceanica della Tetide verso N finì per provocare un movimento del blocco africano che, nella nostra regione, aprì un nuovo oceano (l’Oceano Ligure-piemontese). Questo oceano si estendeva grosso modo in direzione N-S, separato a E dal vasto mare di Vardar da una penisola che dalle coste africane si estendeva a N verso la placca europea, il cosiddetto Promontorio Africano, o Adria: la maggior parte del territorio che diventerà Italia si trovava sulla placca di Adria, ad eccezione della Sardegna, posta sull’opposto margine europeo. Nel Cretaceo medio (100 Ma) si verificò un fatto importantissimo per l’evoluzione dell’area mediterranea: i movimenti di espansione cessarono e l’Oceano Ligure-piemontese iniziò a chiudersi sotto la spinta della placca africana che cominciò a ruotare su se stessa in senso antiorario. La crosta oceanica, densa e pesante, andò ancora una volta in subduzione al di sotto della crosta continentale africana fino alla totale scomparsa dell’Oceano Ligure-piemontese: della crosta che formava i fondali di questo antico oceano rimangono tracce nelle rocce ofiolitiche (le “pietre verdi”) della Corsica, delle Alpi occidentali, della Liguria e della Grecia, mentre i sedimenti che lo ricoprivano formano ora le rocce che costituiscono l’ossatura del nostro Paese. Contemporaneamente, a complicare la situazione, un frammento del margine europeo si staccò, a formare quelle che diventeranno la Corsica e la Sardegna.
Una volta consumata la crosta dell’Oceano Ligure-piemontese, la placca europea e africana si trovarono l’una di fronte all’altra e, avendo la medesima densità, iniziarono a subire fortissime deformazioni, sotto l’inarrestabile spinta della rotazione africana. Iniziò così la formazione della catena alpina e, insieme a questa, delle catene che attraversano la Corsica, le Baleari e la Spagna meridionale e dei vari bacini che compongono il Mediterraneo.

Breve storia delle Alpi
Le Alpi si estendono per circa 1.000 km, con un larghezza di 150-200 km, a costituire un arco che separa geograficamente il nostro Paese e l’area mediterranea dal resto dell’Europa. Le Alpi proseguono verso NE con i Carpazi, nel cuore dell’Europa, e verso SE con la catena delle Dinaridi, che scende dall’Istria e dalla Croazia verso la Grecia. Verso W la catena alpina si arcua ed entra in contatto con la catena appenninica in corrispondenza di un importante lineamento tettonico, la Linea Sestri-Voltaggio. Le Alpi sono una delle catene più studiate al mondo e qui hanno visto la nascita molte delle più importanti teorie geologiche. La storia di questa catena è molto complessa, ma a grandi linee la sua nascita è dovuta alla collisione tra la placca europea e il promontorio di Adria. La placca europea andò in subduzione sotto quella africana e la collisione deformò le rocce e i sedimenti di entrambi i margini, che si accavallarono gli uni sugli altri a dare la tipica struttura alpina, chiamata dai geologi “a falde di ricoprimento”. La struttura della catena alpina è complessa e può essere divisa in due settori separati tra loro da un importante lineamento tettonico, la Linea Insubrica o Lineamento Periadriatico: questa serie di lunghissime faglie corrono da W verso E lungo tutto l’arco alpino e separano il dominio Alpino, principalmente costituito da rocce metamorfiche, dal dominio Sudalpino (o Alpi Meridionali), dove le falde sono in gran parte formate da rocce sedimentarie.
La catena alpina ha quindi una struttura particolare, che i geologi chiamano “a doppia vergenza”, con falde trasportate sia verso N e verso l’avanfossa e l’avampaese europeo, sia verso S e verso l’avanfossa della Pianura Padana e l’avampaese appenninico. Il movimento di rotazione antioraria della placca africana iniziò nel Creataceo e, con fasi alterne di varia intensità, si protrae ancora ai giorni nostri. Tre fasi di acme possono essere individuate: nel Cretaceo la fase eoalpina, la più antica, , durante la quale si verificò la scomparsa dell’Oceano Ligure-piemontese; dall’Eocene all’Oligocene inferiore (30 Ma) quando iniziò la collisione continentale vera e propria con la fase mesoalpina; dall’Oligocene superiore al Miocene (25 Ma)  le Alpi assunsero l’attuale struttura a doppia vergenza con la fase neoalpina.
Mano a mano che la catena alpina prendeva forma in profondità nella crosta terrestre, iniziavano i primi sollevamenti e la graduale emersione dei rilievi. I processi erosivi iniziarono subito a modificare il paesaggio della neonata catena producendo un’enorme quantità di sedimenti e detriti che si depositarono ai piedi dei rilievi, nelle avanfosse. Nell’avanfossa meridionale si formò il vasto bacino di sedimentazione che andrà a costituire la Pianura Padana, dove si sono raccolti, in pochi milioni di anni, depositi di enorme spessore: i geologi calcolano che nel sottosuolo della Pianura Padana gli spessori dei sedimenti deposti negli ultimi 5 Ma (Pliocene) raggiungano, nella zona di Parma e Reggio Emilia, i 7.000 m!

Breve storia degli Appennini
Se le Alpi costituiscono il confine settentrionale del nostro Paese, la catena appenninica forma la “spina dorsale” della penisola: si estende con andamento NNW SSE, da Genova dove si innesta con la catena alpina lungo la Linea Sestri-Voltaggio, fino alla Piana di Sibari in Calabria dove dopo una breve interruzione dovuta all’incunearsi del blocco dell’Arco Calabro, riprende nei monti della Sicilia con andamento NE-SW e per proseguire a raccordarsi con la catena Magrebide e l’Atlante Telliano in Tunisia, Algeria e Marocco. Anche la storia degli Appennini è lunga e complessa, ma in breve può essere ricondotta ai movimenti di rotazione verso E del Blocco Sardo-corso, contemporanei alla collisione delle placche europea e africana che stava creando la catena alpina a N. Questa rotazione iniziò un po’ più tardi rispetto alla nascita delle Alpi, tra l’Oligocene superiore e il Miocene inferiore (30-16 Ma): gli Appennini sono quindi più giovani della Alpi.
Il movimento del Blocco Sardo-corso ha avuto due importanti conseguenze: da una parte ha generato una compressione da W verso E che ha causato la subduzione del margine occidentale di Adria sotto al Blocco Sardo-corso stesso, creando il corrugamento della primitiva catena appenninica e il suo progressivo avvicinamento alle coste della Dalmazia, mentre dall’altra parte ha provocato la progressiva apertura di due profondi bacini oceanici: il Bacino Provenzale e il Mar Tirreno. Proprio la progressiva espansione del Mar Tirreno porterà, nel corso degli ultimi 7-8 milioni di anni (a partire dal Miocene superiore) alla formazione della catena appenninica come la vediamo oggi, con il blocco dell’Arco Calabro che si stacca dalla catena alpina e viene a saldarsi alla parte meridionale dell’Appennino.
Il Bacino del Tirreno è il più giovane dei bacini del Mediterraneo e con una profondità di 3600 m è uno dei più profondi: sui suoi fondali in espansione si trovano alcuni dei più importanti vulcani sottomarini del Mediterraneo. La sua apertura, che continua tutt’oggi, sta smembrando la catena appenninica. La continua compressione lungo il margine orientale provoca la formazione di grandi pieghe e spinge gli Appennini contro le coste della Dalmazia con un ritmo di 1 mm/a. Il margine occidentale è interessato da una tettonica distensiva, con formazione di profonde fosse tettoniche (Graben) e faglie distensive, che aprono la via alla risalita di magmi e conseguenti fenomeni vulcanici (in Toscana, Lazio, Campania): il margine W appenninico è quindi caratterizzato da vasti bacini tettonici (Val d’Elsa, Valdarno, piana di Firenze, Val Tiberina, per esempio), un tempo occupati dal mare, poi sede di grandi laghi (di cui il Trasimeno è l’unica testimonianza rimasta).

Orogenesi ed erosione
Dall’Oligocene ad oggi, un periodo di circa 25 Ma, è stato calcolato che il sollevamento medio della catena alpina sia stato di circa 1 mm/a: questo significa che, se non fossero intervenuti processi di erosione, le cime delle Alpi potrebbero ora raggiungere l’incredibile altezza di 25.000 m! Significa anche che, nel corso della vita di un uomo, montagne come il Cervino o il M. Bianco si sollevano di circa 7-8 cm: troppo poco per rendersene conto con un’osservazione “a vista”, ma tuttavia sufficiente perchè le misure geofisiche permettano di quantificare le deformazioni.
Alcune aree della catena sono più attive delle altre mostrando valori di sollevamento molto più elevati della media: così, per esempio, in Friuli, tra Trieste e Tarvisio, una serie di misure effettuate dopo il terremoto del 1979 e confrontate con precedenti misure geodetiche del 1952 ha mostrato che il sollevamento è avvenuto con velocità di qualche mm/a, con un picco di 10 mm/a, valore 10 volte superiore alla media della catena alpina. Le aree più attive dal punto di vista sismico sono in genere le aree dove i valori di sollevamento sono più elevati: per esempio, nel Cuneese, nel Bresciano e nel già citato Friuli. Questo maggior sollevamento è dovuto ad un tentativo della placca africana di “infilarsi” in subduzione sotto la placca europea, al di sotto dell’edificio alpino.
Per quanto riguarda gli Appennini, la parte in sollevamento attivo è quella orientale, dalla Romagna, Marche, Abruzzo, Molise fino alla Basilicata, mentre lungo la parte occidentale, quella che i geologi chiamano la parte “interna” della catena, l’apertura del Bacino del Tirreno sta causando fenomeni distensivi che risultano in un generale abbassamento dell’area e in numerose manifestazioni vulcaniche. In entrambi i casi, le deformazioni sono accompagnate da un’elevata sismicità, sempre indice di attività tettonica. Verso S, l’apertura del Bacino Tirrenico si combina con la contemporanea subduzione, nel Mar Ionio, di litosfera africana al di sotto dell’Arco Calabro, dando origine al vulcanismo delle Eolie e all’intensa attività tettonica e sismica della Calabria, da Sibari fino alla Stretto di Messina: la costa siciliana si allontana da quella calabrese con un ritmo di 1 cm/a e si solleva di 4 mm ogni 10 anni, contro un sollevamento di 1,5 mm/a della costa calabrese. Subduzione di crosta africana si ha anche nel Mar Egeo, al di sotto della Grecia e questo spiega la sismicità e il vulcanismo di queste zone che, pur non appartenendo geograficamente al nostro Paese, ne influenzano l’evoluzione geologica.
I geofisici tengono costantemente sotto controllo i movimenti e le deformazioni nel nostro territorio attraverso una rete di stazioni di misura (istituita su scala nazionale negli anni’80), sia con i tradizionali metodi geodetici (livellazione geometrica e misure accurate di angoli e distanze), sia con i moderni metodi di rilevamento satellitare (GPS), che permettono di rilevare in tempo reale spostamenti anche millimetrici. La rete nazionale è poi collegata con le reti di altri Paesi, in particolare con i Paesi che si affacciano sull’arco alpino, per poter tenere sotto controllo la situazione dell’intera catena. Proprio queste misure ripetute nel tempo hanno permesso di comprendere le relazioni tra l’evoluzione di Alpi e Appennini e le manifestazioni sismiche e vulcaniche che, a volte con grande intensità, caratterizzano moltissime zone del nostro Belpaese.
La Pianura Padana: piatta solo in superficie
La Pianura Padana si estende a S delle Alpi e le separa dagli Appennini: piatta e monotona in superficie, in realtà nasconde una struttura geologica molto complessa e attiva. Costituisce infatti l’avanfossa della parte centrale della catena alpina, ma anche quella della più giovane catena appenninica: si tratta quindi dell’area dove due importanti catene ancora in formazione si fronteggiano. Il risultato è che nel sottosuolo della Pianura Padana, al di sotto di una copertura di 300-400 m di sedimenti fluviali e lacustri, a partire dal Pliocene (3,9 Ma) si sono formate, e continuano a formarsi, grandi pieghe e scaglie tettoniche che si impilano le une sulle altre. Questa struttura è di fondamentale importanza non solo geologica, ma anche economica, visto che proprio questo assetto strutturale favorisce la formazione di trappole per idrocarburi, di cui il sottosuolo della pianura padana è particolarmente ricco.

A cura di Paola Tognini

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