analisi di facies e macrotettonica: evoluzione macrotettonica

EVOLUZIONE MACROTETTONICA

Questi dati macrotettonici originali aprono nuove prospettive all’interpretazione dell’evoluzione sintettonica post tortoniana e dell’assetto strutturale attuale del margine appenninico in Romagna occidentale.

In particolare aumentano le possibilità di definire meglio e con maggior dettaglio le interazioni fra cicli sedimentari ed attività tettonica sinsedimentaria in corrispondenza di alcuni dei settori strutturali trasversali in cui il margine appenninico è suddiviso (Ricci LUCCHI et al., 1982; CREMONINI & FARABEGOLI, 1979).

Prima di sintetizzare questo quadro dell’evoluzione paleotettonica è necessario tentare un’interpretazione cinematica dei nuovi dati strutturali.

La tettonica sinsedimentaria e postsedimentaria a mini-Horst e mini-Graben prevalentemente trasversali, ma anche longitudinali, è già stata posta in relazione con l’attività lungo linee tettoniche trasversali o antiappenniniche, nel capitolo precedente. Il ruolo prevalente, verticale e trascorrente, del Fascio di linee del Sillaro (VAI, in prep.), che continueremo ad indicare per brevità come Linea del Sillaro, è messo in rilievo nella carta tettonica (tav. 1) e soprattutto nello schema di fig. 13 dall’addensamento e dalla miniaturizzazione degli elementi strutturali trasversali coll’avvicinarsi alla Linea. Questo vale in maniera particolare durante il Messiniano e conferma inoltre l’osservazione di VAI, 1981 (pag. 226) che le facies selenitiche della Vena del Gesso subiscono una progressiva trasformazione diagenetica a gesso nodulare saccaroide per effetto del diastrofismo tettonico man mano che ci si avvicina alla Linea del Sillaro. Lo schema evidenzia anche un’attività tettonica importante e analoga (anche se subordinata rispetto a quella della Linea del Sillaro) della Linea del Sintria (MARABINI, in prep.) e di altre vicarianti poste più ad E.

Quale può essere allora il principale meccanismo secondo il quale in prossimità delle due Linee si sono venuti a formare numerosi

Bassi e alti strutturali in vicinanza dei quali si è arrivati fino altaglio, al distacco, alla traslazione e alla messa in posto di scaglie epidermali? Ci pare che il meccanismo principale, più semplice e in grado di giustificare la maggior parte dei dati osservati, sia quello della transtensione e transpressione (HARLAND, 1971) larghe fasce trascorrenti HARDING, 1974; WILCOX et al., 1973) con faglie verticali ad andamento sinuoso, sia in sezione orizzontale che in sezione verticale trasversa alla direzione di trascorrenza. Queste condizioni sono rappresentate negli schemi concettuali delle fig. 14 e 15.

Lo schema di fig. 14 spiega facilmente 1) la giustapposizione e la miniaturizzazione di blocchi in sollevamento e in abbassamento e 2) la presenza di scaglie a vergenze opposte, non solo in blocchi cinematici verticali distinti e lontani relativamente (come ad W del Santerno) ma anche adiacenti (come lungo il versante E di M. Mauro). Infatti condizioni di distensione e di compressione per trascorrenza lungo superfici sinuose potranno determinarsi a distanze assai modeste, intercalarsi fra loro e consentire vergenze opposte.

Lo schema di fig. 15 invece interpreta la corticalità delle strutture. Una sinuosità della superficie di faglia, che sia obliqua o normale alla direzione di trascorrenza, frenerà il movimento per tutta la sua estensione spaziale. Se la sua estensione è limitata rispetto alle forze trascorrenti in giuoco e soprattutto se essa comporta uno sforzo di taglio su volumi superficiali o corticali di roccia che non sono confinati dal carico soprastante, l’ostacolo verrà progressivamente rimosso mediante la formazione e la propagazione di piani di taglio che producono una serie di cunei in sovrascorrimento o in sottoscorrimento. In sostanza, sono proprio le sinuosità di tipo superficiale delle superfici di trascorrenza la causa prima della deformazione a scaglie corticali. Marcate sinuosità corticali in faglie trascorrenti sono state «osservate» (o meglio proposte come interpretazione) in profili sismici a riflessione. Esse corrispondono a deflessioni superficiali (limitate a pochi km di profondità massima) della superficie di faglia che approfondendosi si verticalizza e diventa piana. Le strutture tettoniche corticali che si originano sono transtensive o transpressive a seconda dell’orientamento della superficie deflessa rispetto al senso di moto; esse sono state denominate rispettivamente negative e positive flower structure (HARDING, 1983 HARDING et al., 1983). In questo modo la trascorrenza lungo superfici sinuose viene frenata ma non bloccata.

Con questo meccanismo la maggior estensione, il volume e il numero di scaglie corticali rilevate in prossimità del Sintria rispetto al Sillaro (tav. 1) non contraddicono l’asserzione di una attività tettonica più importante avvenuta lungo la Linea del Sillaro. Qui lo sforzo trascorrente più intenso determina presto il superamento del limite di rottura. Di conseguenza l’andamento sinuoso o irregolare delle faglie viene rettificato (piano tratteggiato in fig. 15), consentendo una traslazione orizzontale neutra fra le due masse in movimento relativo. Lungo la Linea del Sintria invece lo sforzo di rottura non viene raggiunto e i piani di taglio si propagano lateralmente per maggior estensione e frontalmente in maniera regressiva, aggiungendo nuove scaglie alle precedenti (fig. 15).

Più in generale, la frequenza di strutture transtensive e transpressive nella Vena del Gesso è favorita 1) dalla posizione delle evaporiti all’apice della successione stratigrafica nel momento in cui si raggiunge un acme della tettonica trascorrente e 2) dalla relativa rigidità del corpo geologico gessoso rispetto ai terreni pelitici sottostanti.

Nel complesso la sovrapposizione fra la tettonica regionale ad andamento appenninico (prevalente) e quella locale, normale e trascorrente, controllata dalle trasversali antiappenniniche (subordinata ma tutt’altro che trascurabile), determina il quadro non semplice di zone o settori meridiani suddivisi nel capitolo precedente (fig. 13).

Usando questa chiave interpretativa tentiamo ora di delineare nell’insieme l’evoluzione sintettonica post-tortoniana dell’area esterna nordappenninica in cui è inserita la Vena del Gesso Romagnola. Questa evoluzione si può schematizzare, in maniera un po’ rigida, come una sequenza di fasi o eventi tettonici più marcati, sempre però inseriti in o intercalati ad intervalli di attività tettonica più blanda ma perdurante (fig. 16).

1. Intervallo Messiniano pre-evaporitico

Prove di perdurante significativa attività tettonica sinsedimentaria, a componente essenzialmente verticale, presso i due estremi della futura Vena del Gesso sono fornite 1) dai numerosi ed imponenti slumps, con associati grandi olistoliti arenacei, nelle peliti tortoniane superiori e messiniane basali, oltre che nel Calcare di base dell’area fra Santerno e Sillaro; 2) dai rosari di olistoliti di Calcare a Lucina inclusi nelle peliti pre-evaporitiche tra la Linea del Sintria e quella di Ca’ Vernello; 3) da variazioni laterali di facies nella Formazione Marno-soarenacea.

2. Intervallo Messiniano evaporitico

L’attività tettonica è più blanda, in particolare nella parte inferiore con i cicli maggiori dal III al VI che sono estesi e praticamente costanti in tutta la Vena del Gesso Romagnola. Blande testimonianze dell’attività in atto alle estremità sono la leggera riduzione degli spessori, specie verso la Linea del Sillaro, e alcuni olistoliti carbonatici inclusi nei gessi presso la Linea del Sintria. Variazioni laterali di facies si riscontrano solo alla base dell’intervallo, dove il più basso dei primi due cicli evaporitici (costituiti da stromatoliti gessose) passa verso W a uno dei cicli del Calcare di base.

3. Fase intramessiniana

(pre Formazione a Colombacci locale)

Inizialmente è caratterizzata dall’attivazione (o riattivazione) di un sistema di mini-Horst e mini-Graben delimitati da faglie trasversali orientate circa NNE-SSW e addensate in vicinanza delle estremità della Vena. Poi si formano scaglie o accavallamenti corticali, con piano di scorrimento poco inclinato, nelle aree fra Santerno e Sillaro e fra M. Mauro e Brisighella. Le scaglie hanno vergenza prevalente a SW e subordinata a NE.

Queste strutture possono essere interpretate come il prodotto di trascorrenza destra lungo le Linee del Sillaro e del Sintria in condizioni di transtensione e transpressione in progressiva accentuazione. Lo sforzo trascorrente è più intenso lungo la Linea del Sillaro, dove determina il superamento del limite di rottura, con rettifica del fascio sinuoso di faglie precedenti mediante superfici subverticali piane lungo cui le masse a contatto possono scorrere liberamente; di conseguenza nelle zone adiacenti gli sforzi di taglio epidermale vengono annullati.

La fase esplica attività tettonica sinsedimentaria rispetto alla Formazione a Colombacci (di cui controlla vistosamente la litologia, gli spessori e la geometria) e postsedimentaria rispetto alla Formazione Gessoso-solfifera.

4. Intervallo Messiniano superiore e fase pre Pliocene inferiore

II fatto saliente di questa fase è costituito dal tilting monoclinalico verso NNE di circa 15°-20° subito da tutta la successione a ridosso della Vena del Gesso Romagnola. Questa monoclinale rappresenta un lembo di raccordo anticlinale-sinclinale nello stile regionale della catena esterna dell’Appennino Settentrionale. Essa è caratterizzata da compressione NNEvergente con pieghe-faglie o stretti cunei composti separati da larghe monoclinali o blande sinclinali.

Questo tilting ad E del Rio Stella si esplica in o si sovrappone a precedenti pieghe corticali, deformandole con accentuazione della vergenza a NE. Filoni sedimentari, diretti circa NE e riempiti da litotipi della Formazione a Colombacci, testimoniano il perdurare della trascorrenza legata a questa fase compressiva. Nell’area del Santerno il tilting è collegato con piccole faglie inverse e con la parziale riattivazione degli accavallamenti corticali, come si vede a M. Pénzola.

Durante questa fase si formano anche faglie dirette longitudinali sia in cerniera delle pieghe dell’area orientale che nella monoclinale regolare immediatamente a W. Non ci sono dati per separare temporalmente queste faglie normali dagli elementi tettonici compressivi ricordati prima. Le faglie normali possono essere interpretate 1) come espressione distensiva apparente di un largo cuneo composto compressivo (MIGLIORINI, 1948) la cui porzione frontale è sepolta dal Pliocene, oppure 2) come vero e proprio prodotto di una fase distensiva, immediatamente seguente quella compressiva, ma non ancora documentabile con precisione e sicurezza.

5. Intervallo Pliocene inferiore

La rapidità e l’ampiezza della trasgressione attutiscono ulteriormente gli effetti di una tettonica di per sé piuttosto blanda, anche se per breve tempo.

6. Fase post Pliocene inferiore (3.).

È caratterizzata da faglie trasversali a rigetto verticale prevalente e trascorrente sinistro subordinato (ma talora vistoso), dirette da circa N a NE, che spesso riattivano alcune trasversali della fase intramessiniana.

Queste faglie dislocano certamente la base dell’onlap pliocenico inferiore. A causa della concordanza e della continuità di tutta la successione dal Pliocene inferiore al Pleistocene inferiore e forse medio nella zona studiata, non si può indicare un limite inferiore preciso per l’inizio di questa attività. Essa potrebbe anche ripetersi nel tempo oppure venire praticamente mascherata dalla tettonica successiva.

La fase dovrebbe rappresentare l’effetto di trascorrenza di svincolo delle strutture compressive più recenti del margine della catena appenninica esterna e di quella sepolta dalla Pianura Padana (PIERI & GROPPI, 1981; BOCCALETTI et al., 1984), alla stessa maniera in cui le trasversali della fase intramessiniana (3.) rappresentano gli svincoli dei fronti compressivi tardo-miocenici nelle stesse catene (fig. 15).

7. Intervallo Pliocene medio-superiore - Quaternario

È caratterizzato da un secondo tilting e da blando piegamento del tipo di quello descritto all’intervallo 4., che avviene al termine del Pleistocene inferiore-medio ma è limitato al margine della catena appenninica esterna e a quella sepolta dalla Pianura Padana.

Inoltre il Pleistocene medio-superiore (sabbie gialle) è caratterizzato per lo meno da faglie trasversali orientate come quelle descritte alla fase 6., ma con rigetti assai meno marcati. Anche in questo caso le trasversali possono essere messe in rapporto causale con modesti sforzi trascorrenti di svincolo di strutture compressive nella pianura e al suo margine.

Questo quadro preliminare di evoluzione macrotettonica è stato possibile grazie alla buona risoluzione stratigrafica delle facies evaporitiche nella Vena del Gesso. Quanto esso sia estrapolabile a casi simili e analoghi lungo le principali fasce trasversali dell’Appennino affiorante o sepolto dalla Pianura Padana è compito delle future ricerche.