BREVE STORIA GEOLOGICA DEI MONTI LATTARI

Calcare nero con ostriche fossili del tipo Lithiothis risalente al Giurassico, impiegato per lo scalone del rinascimentale palazzo gravina (sede della facoltà di architettura) a Napoli. Questa formazione rocciosa è ampiamente presente nella zona tra Furore e Vettica Maggiore.

 

Questo articolo di divulgazione scientifica è dedicato alla dorsale dei Monti Lattari ed al suo naturale prolungamento occidentale, che è dato dai rilievi formanti la Penisola Sorrentina e l’isola di Capri. Queste tre entità geografiche formano un’unica struttura geologica sollevata che si  allunga in direzione ENE-OSO e separa le due aree ribassate nelle quali sono ospitati il Golfo di Napoli e la Piana Campana, a Nord, ed il Golfo di Salerno e la Piana del Sele, a Sud.

Le rocce stratificate che formano l’ossatura dei rilievi in questione sono di tipo sedimentario e si formarono in ambiente marino durante l’Era Mesozoica[1]. Si tratta di rocce carbonatiche e, più esattamente, di calcari e dolomie[2] che si formarono per l’indurimento di fanghi sottomarini composti per lo più di gusci e scheletri dei microscopici organismi planctonici (fanghi organogeni). Alcuni strati sono però ricchi anche di resti fossili visibili ad occhio nudo (conchiglie di lamellibranchi e gasteropodi; alghe e coralli). 

L’ambiente nel quale si andarono stratificando questi sedimenti era una amplissima e tranquilla laguna, bordata tutt’intorno da una barriera biocostruita, a tratti emergente, che separava la laguna da circostanti ambienti di mare profondo  (piattaforma carbonatica intr-oceanica); uno scenario del tutto equivalente a quello che troviamo oggi attivo nelle Bahamas. La piattaforma era soggetta a lentissimo sprofondamento (circa tre millimetri per secolo, mediamente), ma il progressivo accumulo di fanghi organogeni riusciva a controbilanciare tale abbassamento, impedendo che l’erea divenisse sede di un mare profondo. Al contrario, la lama d’acqua non superò mai una ventina di metri e si ebbero anche frequenti, ma brevi,  momenti di leggera emersione. Fu in un simile scenario che, nel giro di circa centocinquata milioni di anni si accumularono circa 4500 metri di sedimenti.

Tutto ciò avveniva lungo le coste settentrionali del continente africano ed il mare nel quale era collocata la nostra piattaforma era l’oceano Tetide: una sorta di antenato del Mediterraneo, ma molto più vasto, specie in direzione Est-Ovest,  che separava i due supercontinenti dell’Eurasia, a Nord, e Africa-Arabia-India-Australia, a Sud. Dato che le placche continentali allora occupavano posizioni diverse da quelle attuali, la nostra piattaforma si trovava molto più vicina all’equatore ed il clima tropicale favoriva una grande ricchezza di forme di vita acquatica.

Quando l’Africa cominciò a muoversi verso nord, fino a “cozzare” con la zolla europea, l’oceano Tetide si chiuse e dalla corrugamento dei sedimenti che in esso s’erano deposti nacque quella complessa cintura di catene montuose che attraversa sinuosamente l’Europa meridionale dal Rif sino alla zona Caucasica, passando attraverso i monti dell’Atlante, quelli maghrebido-sicani, l’arco calabro-peloritano, gli Appennini, le Alpi ed i rilievi dinaridi ed ellenidi. Come avviene in tutti i casi analoghi che si hanno sulla Terra, lo scontro tra due zolle di crosta terrestre portò una di esse a inflettersi verso il basso ed infilarsi nelle “soffici” rocce, quasi fuse, del mantello terrestre (subduzione). Ma le rocce sedimentarie che formavano la parte alta della zolla (i primi chilometri di sottosuolo) erano troppo leggere per riuscire anche loro a subdurre; quindi esse restarono in superficie, accatastandosi nella zona di scontro e formando, appunto, catene montuose. Riferendosi in particolare all’Appennino meridionale, vediamo che la catena è formata da una catasta di enormi “trucioli” rocciosi (i geologi li chiamano falde tettoniche) ciascuno dei quali ha spessori compresi tra uno e quattro chilometri e si estende arealmente per molte centinaia o alcune migliaia di chilometri quadri. Ciascuna falda è stata staccata dalla placca africana in subduzione ed è stata spinta sopra quelle già accavallatesi in precedenza.

Le rocce calcaree e dolomitiche che formano i Monti Lattari appartengono ad una sola delle diverse falde tettoniche che formano l’Appennino meridionale. La stessa falda si estende nello profondità dei due vicini Golfi (sprofondata e sepolta da sedimenti più recenti) e su di una vasta porzione della Campania. Questa falda, come abbiamo visto,  deriva da una piattaforma carbonatica che, prima dell’orogenesi, costituiva un bassofondo bordato da barriere coralline lungo il margine africano dell’oceano Tetide. A fianco ad esso esistevano tratti di mare molto profondo nei quali  si sedimentavano sequenze di strati di tipo diverso; più ricche di argille, depositi siliciferi ed arenarie (sequenze bacinali). Anche queste sequenze hanno subito le conseguenze della convergenza Africa-Europa e costituiscono altre falde della catena appenninica, sia sottoposte che sovrapposte alla falda di rocce carbonatiche che vediamo affiorare nei Monti Lattari. Per osservare l’accavallamento tettonico della nostra falda carbonatica su di una falda di depositi bacinali dobbiamo spingerci nei Monti Picentini, dove esistono delle “finestre tettoniche” (la più vasta è quella presso Campagna) che squarciano l’unità superiore e fanno vedere i sottostanti depositi di quella falda bacinale che i geologi chiamano Lagonegrese. Anche se non esposto (perchè più profondo che nei Monti Picentini), si deve presumere che un analogo accavallamento esista anche sotto i Monti Lattari. Anche la falda di terreni bacinali che si accavallò su quelli di piattaforma (Falda Sicilide) non è ben testimoniata nei Monti Lattari. Essendo costituita da rocce abbastanza tenere, l’erosione l’ha ampiamente smantellata lasciandone pochi e piccoli lembi residui nella zona sorrentina. Un’area relativamente vicina dove, invece, i terreni sicilidi sono abbastanza ben conservati è quella intorno a Contursi.

I FLYSCH

Mentre l’Appennino si stava corrugando, lungo il suo fianco nord-orientale si sviluppava un bacino marino profondo diversi chilometri  (tecnicamente la avanfossa della catena) al cui fondo avveniva l’accumulo di materiali detritici portati a mare dai fiumi che nel frattempo erodevano la parte di catena già formata. Questi sedimenti giungevano sui fondali profondi tramite grandi onde di torbida (correnti nuvoliformi di detriti dispersi in acqua) che si generavano periodicamente ad opera di frane sottomarine che coinvolgevano gli instabili corpi deltizi presenti lungo la costa.

Le formazioni rocciose che testimoniano questo nuovo scenario geodinamico e sedimentario sono quelle fitte alternanze di strati di arenaria e argilla o marna che si vedono sovrapposte ai calcari mesozoici nella parte più occidentale della Penisola Sorrentina. Sui monti compresi tra Vico Equense a Cava dei Tirreni, queste antiche coperture di sedimenti di avanfossa (detti flysch) sono andate perse per l’intensa erosione che negli ultimi milioni d’anni ha colpito questa zona di più precoce e più forte sollevamento. Tuttavia ne rimangono piccoli lembi ad Arola, a Tralia ed intorno al Mobte Cervigliano (presso le sorgenti di Acqua Fredda e Acqua del Brecciaro). In questa ultima località, le arenarie di avanfossa contengono anche frammenti rocciosi provenienti dalla sopracitata falda sicilide (tra cui calcari a grana finissima contenenti liste e neduli di selce bruna e nerastra). Ciò testimonia che, mentre si depositavano quelle arenarie sottomarine,   la catena emersa che stava più ad Ovest conteneva già quei terreni sicilidi che sarebbero poco dopo giunti ad accavallarsi anche sulle rocce carbonatiche dei Monti Lattari.

Il flysch in questione appartiene al Miocene (un periodo dell’Era Cenozoica) ed  appare spesso piegato  e fagliato, perché anche i sedimenti del mare di avanfossa vennero a loro volta raggiunti dal fronte della catena  (in movimento verso Nord-Est)  e  deformati dalle spinte tettoniche. Le stesse spinte deformerono al suo interno anche la falda di rocce carbonatiche, mentre essa viaggiava verso oriente per accavallarsi sui terreni lagonegresi. Nacquero così gli accavallamenti tettonici minori che si hanno a Capri, al M. S. Costanzo (presso Nerano), sulla sommità del gruppo M. Faito-M. S. Angelo a Tre Pizzi, ad Agerola (piano di accavallamento tettonico visibile lungo il Sentiero Abu Tabela) ed al Monte Cervigliano. In questa ultima località, intorno a quota mille, si osserva che i calcari del Cretacico superiore che formano la cima montuosa sono accavallati sulle già citate arenarie del Miocene.

 Passata l’onda orogenica appenninica (che nel tratto campano ebbe l’acme tra dodici e quattro milioni di anni fa circa), il paesaggio della regione non aveva ancora sviluppato quella frammentazione verticale che oggi lo caratterizza. Vale a dire che non vi era ancora quella alternanza di rilievi montuosi  e di depressioni ospitanti golfi e piane costiere (che attualmente contraddistingue il fianco tirrenico dell’Appennino Campano. Questa configurazione è infatti nata nel corso degli ultimi due milioni di anni circa quando il bacino del Tirreno (un nuovo oceano nato per la graduale separazione dell’Appennino dal blocco Sardo-corso) si è allargato verso oriente sino ad assumere la sua attuale estensione.

Tale ampliamento è avvenuto mediante sprofondamenti tettonici che hanno ridotto la larghezza dell’Appennino portandone sotto il livello marino le sue parti più occidentali. Tra il Lazio meridionale e la Campania è particolarmente evidente come gli ultimi collassi tirrenici siano stati indotti da tensioni tettoniche che sollecitavano la catena in direzione NO-SE e che hanno fatto nascere, lungo il fianco tirrenico della penisola,   una serie di sprofondamenti (graben) lungo faglie orientate perpendicolarmente a tale direzione di estensione (Piana del Garigliano, Piana Campana-Golfo di Napoli, Piana del Sele-Golfo di Salerno, Golfo di Policastro).

Il versante meridionale della dorsale Monti Lattari-Penisola Sorrentina-Capri deve la sua spettacolare ripidità proprio al fatto che si tratta di una scarpata di faglia che, geologicamente parlando, è nata di recente e, quindi, non ha avuto ancora il tempo di essere molto addolcita dall’erosione e dalle frane. In particolare, si tratta della scarpata di faglia zigzagante che borda a NO il graben del Golfo di Salerno-Piana del Sele. Per avere un’idea dello spostamento verticale che si associa a questa scarpata, si pensi che le stesse rocce che nei Monti Lattari si trovano sollevate fino ad oltre 1400 m di quota, si trovano ribassate fino a oltre tremila metri sotto il livello del mare nel Golfo di Salerno.

Come accade anche per gli altri casi simili, il graben di Salerno è asimmetrico e sull’opposto margine (quello cilentano) non presenta scarpate di faglia di portata paragonabile a quella amalfitana. A compensare questa assenza interviene però un basculamento verso NO della crosta.

Alla luce di questa ricostruzione possiamo quindi comprendere che gli isolotti de Li Galli, Isca e Vitara  altro non sono che le cime di rilievi che una volta costituivano una prosecuzione verso sud dei Monti Lattari e che poi –quando è nato il graben salernitano- sono sprofondati sotto il mare scivolando lungo le due faglie che vanno da Punta della Campanella a Positano e da qui a Vettica. Un’altra scarpata di faglia importante, ma interamente sommersa, decorre poco a Sud de Li Galli e può essere seguita . dal largo di Capri fino a Salerno.

Con gli stessi eventi tettonici che crearono il Golfo di Salerno, si ebbe la apertura verso Sud della conca di Agerola, la quale era originariamente chiusa anche su quel lato da rilievi che furono poi sprofondati a mare. A testimoniare l’antica condizione di conca chiusa rimangono oggi due evidenze: la risalita delle quote andando dalla centrale zona di  Ponte verso l’orlo meridionale dell’altipiano (zona Colonia e zona Punta Fenile-Punta Corona) e la inclinazione verso nord delle brecce che affiorano preswso Grotta Biscotto. Queste brecce rappresentano antiche falde detritiche (ghiaioni di base di versante) e la inclinazione dei loro strati indica chiaramente che esisteva un rilievo di notevole altezza ove oggi si ha, invece, la scarpata che degrada verso mare.

Un’altra bella evidenza degli sconvolgimenti del paesaggio che si sono avuti nel Quaternario la si coglie nello sperone che sovrasta Nocelle. Qui, a circa 750 metri di quota, affiorano dei conglomerati alluvionali cementati che, studiati in dettaglio, si rivelano alimentati da un grosso torrente montano defluente da SO verso NE (da Paipo verso S. Maria a Castello) che oggi non esiste più, come non esistono più i rilievi che dovevano costituire il fianco occidentale della valle. Il fianco orientale era invece costituito dai Monti Tre Calli e S. Angelo a Tre Pizzi, che ancora conservano (ad esempio, verso Il Casino) tracce di spianamento di fondovalle intorno a 800-850 metri di quota.

Mentre sprofondavano i golfi di Salerno e di Napoli, la nostra dorsale ha subito anche dei sollevamenti tettonici. Ciò è testimoniato dalla presenza di terrazzi marini (antiche spianate costiere, spesso coperte da depositi di spiaggia) che si rinvengono sino a 240 metri s.l.m. lungo la scarpata che discende verso la Costiera amalfitana. Il fatto che questi sollevamenti sono poi rallentati sino a cessare è dimostrato dal fatto che le tracce di linea di riva di duecentomila anni fa circa (tardo Pleistocene Medio) sono sollevate di pochi metri, mentre quelle lasciate di un livello marino di circa 130.000 anni fa (solchi di battigia, perforazioni di litofagi nella roccia  e depositi di spiaggia) si rinvengono ancora alla quota che il mare raggiungeva in quell’epoca. Un’epoca che, essendo più calda dell’attuale (eravamo nel cosiddetto Ultimo Interglaciale), vedeva la Terra più povera di ghiacciai e, di conseguenza, un livello marino 5 o 6 metri più alto di quello odierno. Presso Conca dei Marini, nella Baia di Ieranto ed in altri punti della costa, le tracce d’erosione di questo stazionamento del livello marino sono associate a piccoli corpi biocostruiti che sono ricchi, tra l’altro, di coralli fossili del genere Cladocora (C. coespitosa).

 Oltre che lungo le falesie costiere, le tracce di questo antico livello marino si possono notare anche nella Grotta dello Smeraldo, dove le stalattiti che formatesi in un momento di clima freddo e mare basso mostrano i segni di una sommersione marina (fori di litofagi) sino ad, appunto, circa sei metri di quota.

Restando nel tema delle fluttuazioni del livello marino dovute a variazioni di clima, va infine ricordato che l’area in esame conserva anche evidenze dei periodi in cui, con il raffreddarsi della Terra e l’estendersi dei ghiacciai, diminuiva la percentuale di acqua allo stato liquido ed il livello dei mari si portava diverse decine di metri più in basso della sua posizione odierna (fino a –120 metri nel corso dell’ultima glaciazione, che ebbe il suo apice intorno a 20000 anni fa). Si tratta innanzitutto di terrazzi marini sommersi, ma anche di grotte carsiche che, modellatesi in ambiente continentale durante le fasi di clima freddo e mare basso, si trovano oggi sotto il livello marino. Di analogo significato sono le sorgenti sottomarine di acqua dolce, le quali scarturiscono da sistemi di drenaggio carsici sviluppatisi in periodi nei quali il mare stazionava a quote inferiori a quella odierna. Rimandano ugualmente a variazioni del livello marino quelle cale strette e profonde (tecnicamente delle rias) che sono ospitate entro valli e gole che i torrenti hanno approfondito ben sotto l’attuale quota zero durante periodi di ritiro del mare (fasi glaciali) e sono state poi invase dal mare quando questo è risalito alla sua attuale posizione con la fine dell’ultima glaciazione[3]. Tale risalita (o trasgressione marina) è cominciata lentamente intorno a 18000 anni fa, per poi avere una impennata tra circa 14000 e 6000 anni fa circa, quando si registrarono ritmi di risalita superiori al centimetro all’anno.

Similmente a quanto era avvenuto nel corso di precedenti transizioni da un’epoca glaciale ad una interglaciale, questo innalzamento del livello marino segnò (probabilmente intorno a 12000 anni fa) la sommersione dell’istmo che durante l’ultima fase glaciale connetteva Capri alla terraferma. Nello stesso tempo la Penisola divenne più stretta –assunse, cioè, la sua attuale configurazione- per il sommergersi delle sue parti più periferiche e meno elevate. In particolare, scomparvero sotto il mare le pianure alluvionali e tufacee che nel corso dell’ultima glaciazione la bordavano a settentrione e la raccordavano ad una Piana del Sarno che all’epoca si spingeva sin quasi a Sorrento.  Sebbene in modo meno eclatante, delle riduzioni di ampiezza di ebbero anche lungo il fianco meridionale della Penisola, dove andò sommersa, insieme ad altri ripiani costieri di minore estensione, tutta l’area grossomodo compresa tra Nerano,  Li Galli e Positano.

Un altro importante effetto della trasgressione marina post-glaciale fu il ritorno del mare alla base delle falesie rocciose che aveva battuto e modellato nel corso di precedenti periodi caldi (interglaciali) del Quaternario e che aveva invece abbandonato, ritirandosi, durante i periodi glaciali. A tale proposito c’è da osservare che durante l’ultimo ritiro del mare, ovvero durante l’ultima glaciazione, molte di quelle falesie erano state sepolte da prismi e coni di materiale detritico prodotto dalle sovrastanti pareti rocciose per l’azione disgregante dei frequenti cicli di gelo e disgelo (crioclastismo o gelifrazione). Ad ispessire ulteriormente questi accumuli contribuirono anche i notevoli arrivi di materiale piroclastico (ceneri e lapilli vulcanici) che le eruzioni esplosive dei Campi Flegrei e del Somma-Vesuvio gettavano periodicamente sui rilievi della Penisola. e che le acque ruscellanti convogliavano verso la base dei versanti costieri. Quindi, per ritornare a battere contro le falesie calcaree, il mare ha dovuto innanzitutto asportare  quegli accumuli detritici che le avevano coperte durante l’ultima glaciazione. Trattandosi di materiali per lo più sciolti, il moto ondoso è riuscito quasi ovunque a riesumare le antiche falesie ed a riprenderne il modellamento. Ma non è affatto raro osservare lungo la costa dei tratti in cui il mare non ha ancora asportato del tutto gli accumuli formatisi durante l’ultima glaciazione. Essi di solito permangono come lembi sospesi a monte delle falesie, ma in certe baie e calette scendono talora sino al livello del mare.

Nel corso degli ultimi cinquemila anni, gli oceani hanno registrato solo modeste fluttuazioni (di uno o due metri a l massimo) intorno alla quota odierna. Una di queste fluttuazioni è evidenziata, in più punti della Penisola, da ruderi di età romana leggermente sommersi dal mare. I più significativi sono quelli relativi a moli e peschiere (vasche per ittiocoltura) in quanto essi meglio permettono di apprezzare l’entità del sollevamento del livello marino (circa 130cm) occorso negli ultimi duemila anni circa.


[1] Nella scala dei tempi geologici, il Mesozoico viene dopo il  Paleozoico e prima del Cenozoico. In termini di età assoluta esso si colloca tra circa 240 e 65 milioni di anni fa. L’era mesozoica si  divide nei periodi Triassico (245-208 Ma), Giurassico (208-146 Ma) e Cretacico (146-65 Ma).

[2] Si chiamano calcari tutte le rocce che sono formate prevalentemente dal minerale calcite, il quale è un carbonato di calcio (formula Ca CO3). Si chiamano, invece,  dolomie le rocce formate prevalentemente dal minerale dolomite, che è un carbonato di calcio e magnesio (formula CaMg (CO3)2.

[3] A tale proposito va ribadito che anche il cosiddetto “fiordo” di Furore è in realtà una ria (cioè una valle di erosione fluviale che è stata poi invasa dal mare in risalita). I fiordi, sono invece delle valli di escavazione glaciale nelle quali entra poi il mare quando il suo livello risale. In Italia i ghiacciai non sono mai scesi fino al livello del mare ed in Italia del Sud, in particolare, durante le fasi climatiche più marcatamente fredde, si sono avuti piccoli ghiacciai solo sulle cime appenniniche che superano i 1600 metri.

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5 risposte a BREVE STORIA GEOLOGICA DEI MONTI LATTARI

  1. michele ha detto:

    per la mia semplice curiosità culturale (non sono un tecnico della geologia) la lettura è stata esaustiva e piacevole.
    grazie

  2. Paolo ha detto:

    QUALKE DISEGNO E UNA DEFINIZIONE DEI TERMINI TECNICI……SAREBBERO,A MIO PARERE ,UTILI.GRAZIE.

  3. Franco Colombara ha detto:

    Mi piacerebbe una pur breve descrizione della serie stratigrafica, poiché ritengo il termine Mesozoico troppo generico. Per il resto è chiaro e ben fatto.

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