sito n.15  “L'olistolitE PERIDOTITICO di Roccamurata”

(P. Vescovi)

 

 

Accessibilità

 

Questo sito si raggiunge molto agevolmente risalendo la valle del F. Taro mediante la Strada Provinciale del Colle delle Cento Croci n° 523, fino alla località di Roccamurata (FIGURA 1), circa 3 km a SW di Ghiare di Berceto. Qui si devia a destra per Branzone, si attraversa il F. Taro e si percorre per circa 500 m la strada sterrata che corre lungo la sponda sinistra del F. Taro.

Sono proposte anche osservazioni sulla cima del rilievo ofiolitico che si trova immediatamente a nord-ovest, a quota 432,37. Per raggiungere questo punto, una volta attraversato il ponte sul Taro, si prosegue per circa 1km in direzione di Branzone, poi si devia a destra per Casa Vei (quota  417,7). Qui, lasciato l’automezzo, si prosegue verso est, fino al limite del bosco (quota 415) e si imbocca un sentiero non indicato in carta.   

 

 

Descrizione del sito

 

Le ofioliti liguridi esterne di Roccamurata si presentano come un insieme di corpi rocciosi, realizzato con meccanismi sedimentari e tettonici, durante le prime fasi compressive che hanno interessato nel Cretacico superiore l’oceano Ligure-Piemontese. Durante questo periodo è iniziato infatti il processo di subduzione della litosfera oceanica (FIGURA 2) e si è formato un prisma di accrezione che ha incorporato lembi di crosta oceanica giurassica, coperture sedimentarie e lembi di mantello litosferico (FIGURA 3). Dopo questi eventi deformativi, alla fine del Cretacico, dell’oceano originario rimane solo il bacino ligure esterno che raccoglie la sedimentazione torbiditica dei flysch ad elmintoidi.

Nelle ofioliti liguridi esterne di Roccamurata si riconosce la sovrapposizione di diversi corpi rocciosi che mostrano una generale immersione verso nord-ovest (FIGURA 4).

Per dare un significato corretto a questa successione di rocce è interessante esaminare il contatto tra l’olistostroma del cretacico superiore (FIGURA 5) e il corpo di peridotite serpentinizzata che con dimensioni ettometriche affiora lungo la strada sterrata (FIGURA 6). Questo contatto è di tipo sedimentario e si trova in giacitura rovesciata. Perciò il corpo peridotitico, nonostante le sue notevoli dimensioni, risulta un elemento clastico dell’unità caotica cretacica, inserito dopo essere stato completamente sradicato dalla zona di origine, configurabile come una porzione del fondo oceanico con il mantello ultramafico risalito in superficie.

L’interposizione di grandiosi corpi ofiolitici nelle unità sedimentarie cretacico superiori delle Liguridi esterne è stata documentata in diversi settori appenninici. Un esempio molto chiaro si riscontra nella zona di Suvero in Val di Vara, dove corpi peridotitici di dimensioni chilometriche sono scivolati nel bacino di sedimentazione del Flysch ad elmintoidi del cretacico superiore, durante la sua sedimentazione (FIGURA 7).

Qui a Roccamurata, esaminando il contatto tra l’olistostroma e il corpo peridotitico, si riconosce la presenza di un livello decimetrico di breccia ad elementi ofiolitici minuti, alterato in ocraceo e pervaso da un fittissimo reticolo di vene calcitiche (FIGURE 8,9). Tenendo presente la giacitura rovesciata del contatto, si può immaginare che questa breccia costituisca ciò che rimane di un originario livello clastico, interposto tra il fondo del bacino e la grande massa di peridotite in movimento. In questo livello clastico la pressione dei fluidi, più alta del normale, poteva essere in grado di annullare gli attriti sotto il corpo peridotitico e poteva facilitarne lo scivolamento sul fondo del bacino. L’arresto della massa rocciosa sarebbe poi avvenuto con l’espulsione di questi fluidi che possono così aver sviluppato un insieme di vene di calcite, particolarmente concentrate in prossimità del contatto olistostroma-peridotite.

Volendo fare osservazioni sulle fratture tensionali ricementate (vene) della roccia ultramafica, per prima cosa si deve tener presente che normalmente esistono diverse generazioni di fratturazioni. Possono infatti coesistere vene giurassiche, prodotte durante le fasi idrotermali del metamorfismo oceanico, vene meno antiche, connesse all’evoluzione diagenetica di litologie particolari (soprattutto argille che trattengono molto a lungo i fluidi) e vene di generazioni più recenti, legate alla deformazione tettonica fragile.

Tornando alle considerazioni sull’olistolite peridotitico, se si tenta di stimare quali potevano essere le sue originarie dimensioni, si incontra qualche difficoltà. Infatti, le rocce ofiolitiche che affiorano in destra Taro, ad un’attenta osservazione risultano diverse rispetto alla peridotite serpentinizzata esposta lungo la strada sterrata; infatti, sul versante settentrionale del Groppo di Gorro, si riconoscono diversi livelli, variamente orientati, di brecce sedimentarie monogeniche e poligeniche (FIGURA 10).

Queste brecce sedimentarie si ritrovano in parte anche in sinistra Taro (FIGURA 11), dove una faglia le separa dall’olistolite descritto in precedenza (FIGURA 4). In questo affioramento le brecce sedimentarie sono composte essenzialmente di elementi peridotitici spigolosi (FIGURA 12), che possono essere derivati dalla disgregazione tettonica della roccia e dall’accumulo ai piedi di un pendio molto instabile. La tessitura di questa roccia si riconosce facilmente se si osservano le superfici di degradazione meteorica che mettono in risalto la forma e le dimensioni dei singoli clasti. Il corpo di brecce sedimentarie (bos in FIGURA 4) risulta chiaramente sovrascorso alle peridotiti serpentinizzate che affiorano alla quota dell’alveo (FIGURA 13) ed è rialzato per faglia rispetto all’olistolite (FIGURA 4). Dal profilo geologico schematico si può quindi desumere che l’olistolite potrebbe raggiungere uno spessore massimo di alcune decine di metri.

Si può constatare infine che all’interno dei corpi di breccia sedimentaria sono presenti anche diverse fasce di scorrimento tettonico che possono alterarne lo spessore; queste sono generalmente localizzate dove si concentrano i minerali del serpentino (FIGURA 14).

Si può ora proseguire l’osservazione, indietreggiando circa 200 m lungo la strada sterrata in sinistra Taro e completando verso l’alto, in direzione nord-ovest, la sezione di FIGURA 4. Qui si può osservare dal basso un altro olistolite, di proporzioni simili a quello peridotitico già descritto. Si tratta di un corpo grossolanamente stratificato, prodotto dall’accumulo dei pillows basaltici di un’effusione sottomarina.

Risalendo il versante fino a Casa Vei e percorrendo poi il sentiero che conduce sulla cima del rilievo, (FIGURA 15), si potranno esaminare da vicino i basalti a cuscini.

Il corpo di roccia basaltica risulta interposto, con contatti sedimentari, ad un olistostroma (cs in FIGURA 4) del tutto analogo a quello descritto in precedenza; anche in questo caso quindi si è di fronte ad un olistolite scivolato nel bacino del cretacico superiore.

I basalti con struttura a cuscini (pillows) risultano talora piuttosto appiattiti dal processo di accumulo che può provocare schiacciamento, mentre altre volte si presentano abbastanza sferici per fenomeni di rotolamento.

Si può riconoscere una polarità rovesciata della sequenza basaltica, per le frequenti forme convesse ora rivolte verso il basso e per la presenza di protuberanze da carico (peduncoli) ora orientate verso l’alto (FIGURA 16). I pillows sono quasi sempre interessati da superfici di frattura radiali e concentriche, spesso ricoperte di ossidi di ferro, prodotte dalla riduzione di volume che ha accompagnato il raffreddamento. I singoli cuscini sono separati da materiale argillitico e vetroso, verdastro per l’elevato tenore in clorite (FIGURA 17) e mostrano sulla superficie esterna concentrazioni criptocristalline (varioliti) di composizione albitica, per l’arricchimento in sodio che hanno subìto i plagioclasi durante l’effusione sottomarina.

Le osservazioni fatte in questo sito consentono di ricostruire importanti fenomeni di scivolamento sinsedimentario, avvenuti nel bacino ligure esterno all’inizio del Campaniano. Qui, masse disgregate di crosta oceanica e di ultramafiti del mantello, venivano destabilizzate dal prisma di accrezione che le aveva incorporate e dopo essersi staccate, scivolavano sul fondo del bacino ed entravano a far parte della successione cretacica.

Situazioni molto simili a questa sono state riscontrate in altri settori appenninici, tra le Valli dell’Aveto e del Trebbia (Elter et alii, 1991), nelle alte valli del Taro e del Ceno (Casnedi et alii, 1993) e in Val di Vara (Elter e Raggi, 1965; Treves e Andreani, 1984; Elter at alii, 1987); anche qui, masse olistolitiche estese per chilometri e spesse 100-200 m, si inseriscono stratigraficamente nella successione campaniana delle Liguridi esterne.

 

 

Motivo della scelta

 

Nelle rocce di questi affioramenti sono registrati alcuni dei principali processi tettonici che hanno accompagnato le prime fasi di subduzione della litosfera oceanica nel bacino Ligure-Piemontese.

In queste unità liguridi esterne sono inoltre evidenti gli effetti che poteva avere sulla sedimentazione la strutturazione e la conseguente destabilizzazione del prisma di accrezione.

 

 

Riferimenti cartografici

 

CTR Sezione 216070 “Ostia Parmense”, scala 1:10.000