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GEOSITI

COME SI È FORMATA LA LUNIGIANA: L’OROGENESI APPENNINICA La gran varietà di rocce che si può osservare percorrendo la Lunigiana, molto diverse per età e composizione, testimonia una complessa storia geologica cominciata molti milioni di anni fa. Per comprendere l’evoluzione geodinamica della Lunigiana occorre tornare indietro nel tempo fino al Giurassico Medio (150 milioni di anni fa) quando sui fondali di un profondo bacino oceanico, denominato Oceano Ligure-Piemontese, iniziarono a formarsi e a depositarsi le rocce più antiche dell’Appennino Settentrionale.Questo stretto bacino, posto tra le placche africana ed europea ed allungato in direzione SO-NE, costituiva la propaggine più occidentale della più vasta area oceanica della Tetide, ed occupava l’area attualmente compresa tra la Corsica e la Costa tirrenica. Le uniche testimonianze di questo antico oceano sono le “ofioliti”, un’insieme di rocce magmatiche ricche di ferro e magnesio, che originariamente formavano i fondali oceanici ed ora si rinvengono come piccoli corpi rocciosi che spesso risaltano nettamente nel paesaggio appenninico come massicci rilievi di aspetto scuro. In questi ammassi ofiolitici si possono trovare rocce vulcaniche o effusive (Pillows di Bibola), plutoniche o intrusive ( Gabbri e peridotiti - Ofioliti della Brunella) e metamorfiche ( serpentiniti - Groppi di Montelungo); talora in associazione con le ofioliti si ritrovano anche frammenti di granito ( Granito di Tresana), una roccia magmatica intrusiva molto ricca in silice. Mentre nel Cretaceo inferiore (130-95 MA) l’Oceano Ligure - Piemontese si andava accrescendo, sul fondale oceanico si depositavano resti di piccolissimi organismi planctonici a guscio siliceo (soprattutto radiolari) e fanghi formati da organismi a guscio calcareo, dalla cui litificazione si formò una roccia denominata “Diaspro”. A partire dal Cretaceo superiore (95-66 MA), in concomitanza con l’apertura dell’Oceano Atlantico, inizia l’avvicinamento tra le placche africana ed europea; il margine oceanico iniziò a scorrere al di sotto della placca continentale europea (subduzione) lungo un piano di scivolamento inclinato (piano di Benioff) e l’Oceano Ligure-Piemontese andò progressivamente assottigliandosi. Durante questo processo, che prosegui fino all’Eocene, estese coltri rocciose vennero sradicate dai fondali oceanici e, impilate su se stesse, furono traslate per decine di chilometri (unità alloctone); queste complesse unità, deno-minate Unità Liguri o Liguridi in relazione alla loro zona di origine (Dominio ligure), affiorano estesamente in Lunigiana, talvolta associate alle ofioliti. Per tutto il Cretaceo, nel tratto di mare residuo che separava i margini continentali africano ed europeo, ormai già molto vicini, continuava una sedimentazione di fanghi pelagici (Scisti Policromi) e contemporaneamente si depositavano imponenti quantità di detriti che diedero origine a successioni rocciose denominate in letteratura come flysch. Alcuni flysch calcareo-marnosi della fine del Cretaceo Superiore (80-66 MA) conservano al loro interno numerose tracce fossili lasciate da organismi, tra cui l’Helminthoidea labyrinthica, da cui deriva il nome di flysch ad elmintoidi ( Affioramento del Flysch a Tavernelle). Questo tipo di sedimentazione, in mare aperto e profondo, è continuato fino all’Eocene; nel frattempo, in una zona di transizione (dominio subligure), si depositarono le Argille e Calcari di Canetolo (Unità subligure). Con l’Eocene superiore-medio (45 MA) si arriva alla definitiva chiusura del bacino ligure-piemontese; i margini continentali entrano in collisione e, sotto l’eccezionale spinta esercitata dal continente africano contro l’Europa, le falde alloctone liguridi, non ancora ben litificate, vengono deformate e “strizzate” dando forma ad un primo embrione di catena appenninica. Dall’Oligocene superiore (27-26 MA) l’erosione delle catene Alpina ed Appenninica in sollevamento favorisce l’accumulo di sedimenti sui margini continentali sommersi. Queste imponenti masse di sedimenti, accumulate da eventi catastrofici (frane e tempeste sottomarine, piene fluviali catastrofiche, terremoti), furono trascinate da impetuose correnti ad elevata densità (correnti di torbida) lungo canyons sottomarini e quindi depositate sul fondo di profondi bacini marini (avanfosse) per decine o addirittura centinaia di chilometri. La potente coltre di sedimenti sabbiosi (2000-3000 mt. di spessore), una volta litificata, andò a costituire le successioni arenacee ( Arenaria Macigno) che attualmente occupano tutto il crinale appenninico dal Passo di Cirone al Passo del Cerreto. Queste formazioni fanno parte di un insieme di rocce che si differenzia dalle unità alloctone liguri sia per la zona di origine (Dominio Toscano) sia perché rimaste più o meno ancorate al loro substrato (Unità autoctone). A partire da circa 25 milioni di anni fa, le unità liguri riprendono a muoversi iniziando un grandioso ricoprimento, prima sulla formazione del Macigno e poi sulle altre successioni arenacee della Falda Toscana, che terminò nel periodo di tempo compreso tra i 5-10 milioni di anni fa. Da questo momento si registra il sollevamento dell’edificio appenninico (pochi millimetri all’anno) che portò alla definitiva emersione della catena appenninica al di sopra del livello del mare e, conseguentemente, espose le rocce all’erosione subaerea. Nel frattempo ad ovest era incominciata, con l’apertura di piccoli bacini oceanici (dapprima il bacino delle Baleari e successivamente il Tirreno), una fase distensiva che porterà allo smembramento della catena precedentemente costruita e, nel Miocene Superiore (Tortoniano-Messiniano), alla formazione di allungate depressioni tettoniche (Fossa tettonica della Val di Magra).