Edward A. ”Ted” Irving, geologo anglo-canadese, studioso di paleomagnetismo, nel 1977, contrariamente a quanto configurava Wegener (ipotesi di Pangea A), ipotizzava che Pangea non ebbe sempre una configurazione stabile durante il suo periodo di esistenza dal Carbonifero al Giurassico (circa 100 milioni di anni).
Recentemente(13), Muttoni et alii, supportano l’ipotesi di Irving ( Pangea “B), ponendo l’inizio di fasi di “break-up” di Pangea,” al limite tra Laurasia e Gondwana, nel Permiano inferiore (a velocità piuttosto alta, circa 15 cm/yr.) utilizzando i poli paleomagnetici medi delle vulcaniti permiane del nord Africa e di Adria per ricostruire la posizione paleogeografica di Africa (più Sudamerica) nel Permiano inferiore confrontandoli con simili dati paleomagnetici noti in letteratura per l’Europa.
Figura 3 – PANGEA nel Permiano inferiore è soggetta a movimenti trantensionali destri che daranno origine, tra LUARASIA e GONDWANA, alle future aree di rifting e drifting delle placche continentali. In questo contesto si crearono nel Permiano inferiore bacini di deposizione continentali di pull-apart. Si noti la posizione desunta per la penisola italiana.
Alle transtensioni destre che nel Permiano inferiore interessarono Pangea (fig. 3) – visualizzando in embrione la separazione meridiana tra Laurasia e Gondwana – si assocerebbe la formazione di bacini di pull-apart destri nelle aree continentali (Early proto-rifting phase).
Sino alla rottura(break-up) e alla separazione (rifting&drifting) giurassico di Pangea.
Anche Origoni Giobbi et alii, in (Gosso et alii -12), ipotizzano – per la deposizione del Gruppo dei Laghi Gemelli – una faseestensionale responsabile di un assottigliamento crostale con anatessi crostale e la risalita del mantello verso l’alto con l’aumento dei gradienti geotermici. Si sarebbero formati così bacini deposizionali intramontani ad alto tasso di subsidenza e la genesi di un magmatismo continentale da intermedio ad acido del quale le Vulcaniti del M. Cabianca rifletterebbero la fase parossistica.
Gli studi petrologici eseguiti su rocce crostali hanno evidenziato che i primi fusi che si formano per anatessi della crosta continentale hanno composizione acida(rioliti). Con l’aumento del grado di fusione parziale si possono formare anche magmi intermedi (andesiti).
Pangea e la placca Adriatica nel Mesozoico
Nel Triassico superiore si ebbero i primi fenomeni di rifting in tutta l’area adiacente l’oceano Atlantico, dall’Europa settentrionale fino all’Africa, (A. Bosellini -5) ma la placca Adriatica rimase ai margini occidentali della Tetide. Con la fine del Triassico il megacontinente Pangea inizia a lacerarsi(Bosellini -5). Nel Giurassico inferiore inizia a crearsi l’evoluzione mesozoica pre-orogenetica di rifting determinata da faglie distensive sinsedimentarie quali espressione di un assottigliamento crostale molto evidenti nel Sudalpino lombardo (Bacini del Medolo) e poi riattivate durante l’orogenesi Alpina.
Nel Giurassico medio lo spostamento verso sudest di una porzione di Gondwana porta all’effettiva separazione dell’Africa dall’America Centrale (Bosellini -5). Si formarono in contemporanea l’Atlantico Centrale e l’Oceano Ligure – Piemontese, cinematicamente legati, come estensione tetidea. A nord si individuarono i margini continentali passivi europei e verso sud quelli di Adria e di Africa. La rottura e la dispersione di Pangea cominciata nel Giurassico medio, continuò con la stessa modalità fino al Cretaceo inferiore, (130 M.a),(Bosellini -5).
A scala globale l’inizio del Cretacico è caratterizzato dall’apertura parossistica dell’Atlantico meridionale. La placca Adria era posta ai margini continentali della Tetide triassico-giurassica.
Con la fine del Cretacico inferiore si manifestarono i primi fenomeni di compressione.
I movimenti di allontanamento ed espansione tipici del periodo Triassico superiore-Cretaceo inferiore, vennero sostituiti da movimenti di avvicinamento e convergenza che portarono alla eliminazione dell’oceano Ligure-Piemontese, alla collisione continentale e all’insorgere della catena alpina (Bosellini-5). Nel Cretacico medio-superiore la placca Africana con il suo promontorio tettonico, la microplacca Adriatica (Adria) si avvicina alla placca europea.
Il continente europeo e la placca Adriatica nel Cenozoico
Con la subduzione della placca europea sotto la placca africana e la consunzione della crosta dell’oceano Ligure-Piemontese si ha la parziale costruzione dell’edificio Alpino con la formazione di una catena a doppia vergenza. A nord la catena alpina vera e propria costituita (in buona parte da rocce metamorfiche) a sud le strutture di retroscorrimento Sudalpine prive di rocce metamorfiche con l’eccezione dell’antico basamento cristallino (Cretacico inferiore – Eocene inferiore: fase EoAlpina).
La collisione continentale della parte settentrionale di Adria con il continente europeo dà luogo ad una cintura orogenetica di collisione con l’impilamento di Adria sopra la placca Europea (Eocene
inferiore – Oligocene: fase MesoAlpina). La catena alpina si forma progressivamente, costituita in buona parte dalle rocce dell’antico bordo africano (Austroalpino) e subordinatamente da quello Europeo (Elvetidi) con l’interposizione delle antiche rocce tetidee (Pennidico).
Con marcati sollevamenti ed erosione dell’edificio alpino dall’Oligocene superiore al Miocene (fase NeoAlpina) la catena alpina prende la sua forma finale.
Il Foreland basin sudalpino e appenninico, tuttora attivo e subsidente, è costituito dalla pianura padana riempita di sedimenti Cenozoici.
Il limite mediano tra le due vergenze è rappresentato da un grande, composito elemento tettonico chiamato Linea Insubrica (Linea del Tonale per la porzione lombarda),(fig.8).
La placca Adriatica e il blocco Sardo-Corso
Nell’Oligocene medio-superiore, l’area balearico–provenzale inizia a fratturarsi e a sprofondare (fase di rifting) finchè una porzione del continente europeo si stacca e si allontana dalla regione catalana-provenzale (fase di drifting) dando luogo all’apertura del Bacino Algero-Provenzale (Bosellini -5). La microplacca Sardo-Corsa migrò verso E con movimento rotatorio raggiungendo la sua attuale posizione N-S nel Miocene inferiore (Babbucci et alii – 3) con Adria subdotta sotto il blocco Sardo-Corso.
Si creò così un sistema orogenetico Appenninico a vergenza orientale delle coltri appenniniche (Appennini ancestrali) e Africa vergenti come Sicilia e dell’Appennino Maghrebide (Bosellini -5). (fig. Schema tettonico della penisola italiana).L’apertura del mar Tirreno nel Miocene superiore (Babbucci et alii- 3) rappresenta l’ultimo importante evento geologico che fino al Plio-Pleistocene genererà l’attuale conformazione geologica della penisola italiana con la definitiva conformazione della catena Appennica(fig.6).
La microplacca Adria oggi
La microplacca Adria attualmente occupa il mare Adriatico e la Pianura Padana -Veneta (fig.6). Corrisponde ad una zona relativamente stabile dell’avampaese della catena Appenninica, Dinarica e del Sudalpino. L’Adria è costituita da crosta continentale; nella porzione più settentrionale è rappresentata dal substrato della Pianura Padana che interagisce con il fronte della catena Appenninica a sud, e del Sudalpino a nord. Il substrato della Pianura Veneta interagisce con il Sudalpino più orientale e il fronte delle Dinaridi.
Un importante ruolo di svincolo cinematico della placca Adria settentrionale, viene svolto dalla Linea Schio-Vicenza (Babbucci e al.,in Balocchi -2) una trascorrente sinistra (Plio-Quaternaria) che mette a contatto le Alpi Meridionali orientali (blocco Veneto-Friulano), tettonicamente ancora attivo, con quelle centro occidentale (blocco Trentino-Lessineo, e blocco Lombardo).
Figura 6 – Schema tettonico della penisola italiana Legenda: 1) Placca Africana con crosta continentale; 2) Microplacca Adria con crosta continentale; 3) Area di transizione tra Placca Africana e Microplacca Adria; 4) Catena Appenninica (AS: Appennino Settentrionale; AC: Appennino Centrale; AM: Appennino Meridionale); 5) Fronte della catena Appenninica; 6) Faglie normali; 7) Faglie trascorrenti (SV: Linea Schio-Vicenza); ASE: Alpi Meridionali Orientali; La lunghezza della freccia blue è proporzionale alla velocità di movimento della placca.
Per i frequenti fenomeni sismici che caratterizzano l’area orientale della Placca Adriatica l’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia nazionale mantiene uno stretto monitoraggio dei movimenti dei suoli utilizzando misure geodetiche affidabili e continue come i dati GPS e i vettori di slip di meccanismi focali nella zona Mediterranea per vincolare il movimento della micro-placca Adria che si muove in modo indipendente dalla placca Africana e da quella Euroasiatica ruotando attorno ad un polo Euleriano localizzato in Pianura Padana (Anderson & Jackson,1987, in Serpelloni -20).
Dalla figura si evince una rotazione antioraria della placca Adriatica (lo sfenocasma continua?)
SouthAlpine NorthOrobic Belt: General Structural Setting
Figura 8 – Schema strutturale del sudalpino della Pianura padana(Micro-Placca Adria) e delle aree adiacenti(modificato da Castellarin et alii,1982)Il Sudalpino è tettonizzato in età eoalpina (Cretaceo-Paleocenica) (1) e in età Eocene inf. e medio (2). L’area Appenninica è coeva al settore più occidentale delle Alpi (3) di età Messiniana e Plio-Pleistocenica; L’area in forte accorciamento Appenninica e Veneto-Friulana (4) caratterizzata dalle strutture sepolte sotto i depositi di pianura. Il Sudalpino è diviso del A) Blocco Lombardo; B) Blocco Trentino-Lessineo; C) Blocco Veneto-Friulano. Il riquadro in rosso indica l’area del progetto Val Vedello
The Southalpine domain (fig. 8) is a remnant of the Adria margin, that behaved passively up to Cretaceous times and which was only slightly affected by metamorphism, at the level presently exposed, during Alpine convergent thrusting. The pre-Alpine sedimentary and metamorphic features are preserved despite the disruption operated by Alpine thrusting.
The central part of the Southalpine chain, should represent the transition from greenschist (near the Adamello Massif) to the upper amphibolite facies (near the Como Lake).
The main structural feature of the Valtellina is a great fault, the so called “Tonale Line” ( previously known as “Insubric Line”). It is a segment of a major E-W tectonic line beginning in the Canavese (Canvese Line).
This regional dislocation marks the tectonic boundary between the Southern Alps domain and the more external structural complexes ( “alpine – dinaric limit”).
In particular, in the Valtellina area, the “Tonale Line” divides the Southern alpine region (Orobian Alps) from the northern region (Retic Alps) (fig. 2,5).
South of the “Tonale Line”, that is on the southern side of the Valtellina, the structural setting of the rock formations is rather simple: it is schematically made of an ancient basement of sub-vertical crystalline schists overlain by more recent sedimentary rocks of late paleozoic – mesozoic age. The southern alpine complex, although folded, warped and dissected by several tectonic systems, especially in the Bergamo shed, shows no aspects of difficult interpretation.
A well different tectonic picture is to be found to the north of the “Tonale Line”, in the northern side of the Adda valley: here a repeated sequence of ground superimposed units forms a thick pile of metamorphic and sedimentary terrains of different provenance and origin. The structural setting of the northern side of the Valtellina has the typical character of the so called “alpine style”, defined by nappes, wedges and imposing overthrusts.
A major interest for uranium exploration bear the units outcropping to the south of the “Tonale Line”, in particular the orobian chain, that is the mountains rising between the Valtellina and the calcareous Lombardian Prealps. It may be divided into two main structural domains: the first, the northern one, is a zone of mostly sub-vertical crystalline schists, dipping to the north in the Valtellina shed; the second, the southernone, is a zone of folden and partially fractured mostly sedimentary formations, from which originates a large anticline, the so called “orobic anticline” (once “insubric anticline”), whose deep crystalline nucleus is overlain by permian – mesozoic sediments. The Northern East-West striking group reverese faults (Orobic thrust) is the mark of a North – dipping thrust surface, that causes the overlap of the crystalline schists of the northern basement on the sediments forming the cover of the orobic anticline.
Il SudAlpino Lombardo
Nel blocco Lombardo (fig.8) nella zona di Ivrea, affiorano rocce appartenenti al mantello superiore e del basamento cristallino profondo. L’attuale assetto strutturale deriva da eventi tettonici prealpini e alpini, ed è caratterizzato da fasi distensive Permo-Triassiche e di rifting Giurassici che hanno smembrato e traslato lateralmente l’antica crosta lungo linee a basso angolo, l’inversione di alcune di queste strutture durante le fasi di convergenza alpina ha provocato la definitiva esumazione e il suo assetto verticale. Tra il Lago Maggiore e il Lago di Garda domina uno stile tettonico ad embricazione con accavallamenti in direzione W-E sudvergenti, che evidenziano un netto accorciamento dell’area. Tale blocco è limitato ad est dalla linea delle Giudicarie dove si ha una brusca torsione delle strutture che tendono a disporsi in direzione NNE-SSW.
Sepolte sotto i depositi della Pianura Padana, è presente una stressa fascia della larghezza di 15 km circa disposta parallelamente al margine del Sudalpino. Tale fascia è rappresentate da faglie inverse embricate raccordate ad un piano di scollamento (fig.5). Cronologicamente le strutture del Sudalpino in corrispondenza della catena, sono più vecchie (Cretaceo) rispetto alle strutture del margine del Sudalpino (fase neoalpina) e di quelle embricate sepolte sotto i depositi della Pianura Padana(Fantoni et al., 2004). Nel Sudalpino lombardo la strutturazione tettonica si esaurisce con la fine del Miocene medio e con il Tortoniano. Stratigraphy of the Northern Orobic Prealps
In the upper and central Seriana Valley, in upper Brembana Valley and along the northern side of the Orobian Prealps ( Valtellina) the following lithotypes and formations are found ( from the oldest to the youngest)
PRECARBONIFEROUS: Crystalline Basement
LATE CARBONIFEROUS? – EARLY PERMIAN: Basal conglomerate – breccias and conglomerates, commonly non porphyric, consisting of lithic fragments of quartz and metamorphics in a silty- to coarse arenaceous matrix, locally bioturbated.
EARLY PERMIAN: Laghi Gemelli Group (Monte Cabianca Volcanics, Pizzo del Diavolo Formation) – succession of continental deposits, comprised between the non-conformity with the Variscan continental basement at the base and the low-angle angular unconformity with the Verrucano Lombardo at the top. Undistinguished continental volcanics, volcanoclastites and terrigenous deposits outcropping along Alpine overthrusts and the Tonale tectonic line are referred to the Laghi Gemelli Group. The lower part of the Group (Mt.Cabianca Volcanics) mainly consists of volcanic rocks, whereas the upper part (Pizzo del Diavolo Fm.) is mainly clastic.
LATE PERMIAN: Verrucano Lombardo – green and and violet red sandstones and conglomerates.
TRIAS: Servino – lower section; sandstones, marl, siltstones, upper section: fossiliferous limestones and dolostones.
The regional stratigraphic relationship are shwon in the following modified schemes (fig.9,10):
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