PRIMA PARTE

Fig. 9 - Prima parte dell’itinerario con le Soste 1--3.

(durata: 30’, senza spostamenti). Indicazioni per la sosta. Posteggiare il mezzo nella piazzola di fronte all’albergo ristorante “da Iolanda” (tel. 055-819020, chiusura il mercoledì, sempre aperto nel periodo estivo).

Spunti didattici

L’ampio spiazzo di fronte al posto di ristoro ben si presta a radunare il gruppo e illustrare lo spirito dell’escursione. E’ importante sottolineare l’approccio sperimentale che caratterizzerà la giornata, specialmente nelle Soste 2 e 3.
Durante l’osservazione e raccolta dei dati, gli studenti dovranno sentirsi protagonisti. Sarà chiesto loro di registrare ogni cosa sul quaderno d’appunti personale tenendo presente che, tornati in aula, con gli appunti presi e con le fotografie effettuate realizzeranno dei ‘poster concettuali’ che sinteticamente esprimono quanto hanno osservato. Durante l’escursione studenti e docenti, partendo dai dati raccolti, cercheranno insieme le possibili interpretazioni. I docenti avranno cura di sottolineare, per ogni gruppo di dati raccolti, il loro ruolo nel quadro della ricostruzione degli eventi che andrà progressivamente delineandosi.
Prima della partenza verrà consegnata, una per studente, la carta topografica dell’escursione, priva di indicazioni relative all’itinerario da percorrere, ad eccezione della Sosta 1 (San Pellegrino). Ogni studente dovrà tenere sempre aggiornato il percorso effettuato, segnando in colore i tratti già percorsi e marcando i punti di sosta. Sul proprio quaderno degli appunti ogni dato segnato dovrà riportare il toponimo della località di raccolta e il numero identificativo della corrispondente sosta.
Agli studenti verrà chiesto di cominciare un esercizio che li accompagnerà dalla prima alla penultima sosta. Si tratta di raccogliere, in ciascuna sosta, i dati di base che riguardano l’assetto geometrico degli strati (giacitura) al fine di realizzare una ‘sezione geologica’ sintetica.
Inizieranno disegnando il profilo morfologico (schematico) ottenuto sezionando idealmente il territorio lungo l’itinerario, circa orientato SW-NE. Non è importante rispettare l’altezza reale dei rilievi; basta che il profilo disegnato mantenga quote leggermente più alte a SW (San Pellegrino) e che degradi dolcemente verso NE (Tossignano), sarà più che sufficiente (Fig. 10). E’ invece importante che la scala delle distanze, lungo le ascisse, sia approssimativamente rispettata.

Fig. 10 - Esempio di profilo morfologico schematico sotto al quale gli studenti collocheranno, alle corrispondenti distanze, i dati di assetto (giaciture) della successione stratificata, via via misurati nelle singole soste o areee dell’itinerario.

Dopo avere disegnato il profilo morfologico e collocati i toponimi corrispondenti alle soste previste, gli studenti dovranno osservare la giacitura degli strati, percepibile anche da lontano, riportandola schematicamente sotto il profilo.
In questo caso basterà guardare le pareti rocciose di un settore e capire se gli strati immergono verso Firenzuola (SW) o verso Imola (NE). In alternativa potrebbero anche essere sub-orizzontali, oppure fittamente piegati, come nella Sosta 3. Ogni dato sarà rappresentato, ad esempio, con tre segmenti paralleli che ne visualizzano al tempo stesso i gradi di inclinazione e il verso di immersione degli strati, verso la sinistra del profilo (SW), oppure verso destra (NE), (Fig. 11).

Fig. 11 - Simboli di giacitura da usare nella sezione geologica per rappresentare in modo schematico l’andamento della stratificazione nel punto di osservazione del dato.

Sotto la guida dell’insegnante i dati raccolti e registrati sotto al profilo morfologico, saranno via via collegati tra loro riproducendo l’assetto geologico della catena nel tratto interessato dall’escursione. Attraverso questo esercizio ogni studente si cimenta nella realizzazione di una sezione geologica, seppure molto semplificata. Usando infine i colori potranno essere distinte nella sezione geologica così ottenuta le 3 formazioni esposte in quest’area: F.ne Marnoso-arenacea (Miocene), F.ne Gessoso-solfifera (tardo Miocene), Argille azzurre (Pliocene). Volendo uniformarsi alla cartografia geologica ufficiale si possono utilizzare nell’ordine i colori arancione, violetto e grigio.


Fig. 12 - Scorcio della media vallata del Fiume Santerno, procedendo dalla Sosta 1 (San Pellegrino, FI) verso la Sosta 2 (Camaggiore, FI). Nel corso dello spostamento gli studenti dovranno apprezzare la costante, regolare immersione degli strati verso Firenzuola (SW). Il dato di giacitura verrà inserito sotto al profilo morfologico e sarà poi confrontato e collegato con quello della Sosta 2 (cfr. Figg. 11 e 13).

Con questa prima sosta e durante il trasferimento alla successiva - 4 km complessivi - si raggiungono i seguenti obiettivi didattici:
1) riconoscere l’alternanza di strati piano paralleli che caratterizza la F.ne Marnoso-arenacea (Miocene), deposta tra 16 e 6 milioni di anni fa (“Si forma”);
2) valutare l’inclinazione della stratificazione e la sua immersione verso SW (Firenzuola) per l’esercizio “Sezione geologica” (“Si deforma”);
3) osservare le ripide pareti rocciose dell’alta Valle del Santerno, formatesi nell’ultimo milione d’anni per erosione fluviale (“Si modella”).

Fig. 13 - Tragitto di trasferimento in pullman dalla Sosta 1 (San Pellegrino, FI) alla Sosta 2 (Camaggiore, FI).

Alta Valle del Fiume Santerno
(durata: 10’, in pullman)

(durata: 2 h 30’, spostamenti minimi a piedi; dislivello: 5 m). Indicazioni per la sosta. Il pullman, non potendo transitare sul ponte, sosta al bivio per Camaggiore facendo scendere i partecipanti. Ad ogni modo, appena oltre il ponte, sulla sinistra, è disponibile un ampio parcheggio. Il pullman prosegue poi fino a Coniale in attesa di essere richiamato. Una volta tornato e caricato il gruppo lo spiazzo utile per girare il mezzo è a un km, verso San Pellegrino. Appena oltrepassato il ponte sul Santerno un sentiero si stacca sulla sinistra. In breve conduce all’alveo dove, lungo un fronte di 200 m, gli strati della F.ne Marnoso-arenacea sono sempre facilmente percorribili e osservabili con chiarezza.



La Formazione Marnoso-arenacea

Spunti didattici

La lunga durata della sosta è giustificata dall’elevata quantità di osservazioni che si possono effettuare grazie alle ottime esposizioni della F.ne Marnoso-arenacea. Si sosta inizialmente sul ponte per una visione complessiva dell’area di indagine (Fig. 14) e per un confronto con la carta topografica. Vi fermerete inizialmente sul ponte, suggerendo agli studenti di orientare le carte e di individuare: a) il punto nel quale vi trovate; b) le due ampie anse fluviali, a monte e a valle del ponte; c) la parete quasi verticale che sovrasta il lato idrografico destro del fiume; d) la posizione delle rocce esposte lungo il greto fluviale (sponda sinistra) che, appena a monte del ponte, saranno l’oggetto della Sosta 2. Una volta scesi sul greto del Fiume Santerno si consiglia di suddividere gli studenti in gruppi di lavoro formati da 8-10 unità.

Fig. 14 - Sosta 2. Vista complessiva sulle rocce stratificate esposte lungo il greto del Fiume Santerno, oggetto principale di osservazione e di raccolta dati. Questa sosta si configura come la più lunga di questo itinerario.

E’ utile concentrarsi inizialmente sui caratteri macroscopici, privilegiando la visione da lontano e sollecitando negli studenti l’individuazione dei primi dati. Sicuramente, tra le evidenze macroscopiche immediate, verranno segnalati strati più e meno sporgenti. Ci sarà chi noterà lo spessore variabile dei singoli strati. Altri individueranno le differenze di colore esistenti tra gli strati sporgenti e quelli rientranti. Qualcuno potrebbe aggiungere che tutti gli strati sono accomunati dal medesimo assetto, inclinato verso la sinistra idrografica di questo tratto del fiume.
A questo punto diventa utile confrontare i caratteri percepiti da lontano con i dati osservabili ad una visione ravvicinata.
L’insegnate suggerisce ai singoli gruppi di studenti di scegliersi uno degli strati sporgenti più spessi individuandone, per il momento, il limite inferiore (la cosiddetta base dello strato). Tutti saranno in grado di notare, intuitivamente, che la base è netta e sempre ben tracciabile. E’ altrettanto necessario però che si rendano conto di quali criteri hanno ‘intuitivamente’ utilizzato per localizzarla sull’affioramento: 1) variazione netta di colore; 2) cambio netto del tipo di roccia (la litologia); 3) differenza sensibile di erosione tra due tipi di roccia. Serve raccogliere ulteriori dati: questa volta concentrando l’attenzione sui due tipi di roccia in contatto reciproco (punto 2) e registrando sul quaderno, in modo ordinato, i rispettivi caratteri, meglio se osservati con l’uso di una lente.


La strana coppia

I dati più evidenti riguardano lo strato più sporgente, caratterizzato dal colore giallastro delle superfici esposte (alterazione superficiale). Lo strato è formato da granuli sabbiosi ben cementati tra loro. Osservando meglio, i granuli più grossi si concentrano alla base e diventano via via più fini verso l’alto (gradazione diretta), (Fig. 15).

Fig. 15 - La gradazione diretta di questo strato torbiditico (granuli più grossolani alla base e via via più fini verso l’alto) è sottolineata dall’erosione, più marcata verso la parte alta dello strato dove i granuli diventano progressivamente più fini.

E’ importante accertare se questo è un carattere comune a tutti questi strati. E’ opportuno suggerire un controllo sull’eventuale presenza del dato in altri strati sporgenti privilegiando i più spessi dove il carattere è più evidente. La risposta è positiva.
Suggerite ora agli studenti di individuare il limite superiore dello strato arenitico. Molti riterranno che ogni strato granulare termini lì dove comincia la base del successivo. Errore.
Ogni gruppo di studenti prenda in esame lo strato scelto come riferimento e ne segua le caratteristiche (granulometria e colore) spostando lentamente l’osservazione dalla base verso l’alto. Prima di incontrare il limite netto con il successivo strato arenitico appare qualcosa di significativo: un cambio di colore da più scuro a più chiaro (Figg. 16a-b).


E’ proprio questo cambio di colore che marca il limite tra due strati sedimentari molto diversi tra loro e che, come discusso oltre, sono stati generati da processi completamente differenti. Il fatto che entrambi, nella zona di contatto, siano a grana molto fine complica l’individuazione del limite. Ora che il dato è stato riconosciuto diventa più facile accertarne la presenza anche in altri punti della sosta.
Si potrà dunque asserire che la F.ne Marnoso-arenacea, è formata da un ‘modulo’ ripetitivo costituito da una coppia di strati, uno sabbioso passante verso l’alto a pelitico-marnoso (con granulometria decrescente e colore giallastro-grigio), ben cementato, di grana fine uniforme e di colore grigio chiaro (Figg. 16a-b).
Le osservazioni, per ora, sono finite. Il prossimo passo sarà quello di chiarire come si formavano i due tipi di deposito che, associati e ripetuti migliaia di volte, hanno formato una successione di strati spessa fino a 4.000 m (!) accumulatasi in un mare mediamente profondo, posto in origine dove ora sorgono gli Appennini. Per deporsi tale successione impiegò circa 10 milioni di anni, da 16 a 6 milioni di anni fa (Miocene).



Figg. 16a-b - Il cambio di tonalità di grigio identifica due strati a composizione (e genesi) molto differenti. In comune hanno solo la dimensione, tendenzialmente fine, delle particelle che li formano. Nel caso raffigurato la presenza di umidità residua in uno dei due tipi di sedimento (strati torbiditici gradati) enfatizza le differenze facilitando il riconoscimento. Nella porzione di successione fotografata (F.ne Marnoso-arenacea) anche gli strati torbiditici sono tutti molto sottili (pochi cm) e formati da granuli fini e finissimi.



Spunti didattici

Per comprendere le modalità di formazione dello strato gradato è utile fare un’esperienza pratica che utilizza i materiali reperibili sul posto. Tra i detriti del greto fluviale non sarà difficile trovare una lastra rocciosa sottile e piatta, lunga circa mezzo metro. La userete in una delle tante zone del fiume dove, presso la riva, le acque rallentano fin quasi a ristagnare. Immergetela quasi interamente sott’acqua avendo cura di bloccarne l’inclinazione sui 40° verso l’acqua più profonda.
Poi, sempre nel greto, troverete della sabbia sciolta. La raccoglierete a mani unite appoggiando il carico di granuli e polvere alla lastra, facendo sì che la gravità trascini la massa sott’acqua (Fig. 17) formando una nuvola torbida di sedimento in movimento turbolento verso il fondale. Raggiunto il fondo la massa rallenta fino a fermarsi, depositando i granuli più grossi e, sopra a questi, i più fini.

Fig. 17 - Simulazione di una corrente torbida ottenuta facendo scivolare sott’acqua una massa di granuli e fango. La lastra di roccia, opportunamente inclinata, consente il formarsi del flusso gravitativo.

Ecco il senso dell’esperimento. Avete simulato il meccanismo di deposizione di uno dei tanti strati gradati oggetto delle precedenti osservazioni. Non a caso questo processo deposizionale prende il nome di ‘corrente torbida’, mentre il prodotto della deposizione, lo strato, è di conseguenza chiamato ‘strato torbiditico’ (Fig. 15).
Riassumendo, tutti gli strati gradati della F.ne Marnoso-arenacea, da quelli sottilissimi (meno di 1 cm) ai potentissimi (il più spesso raggiunge i 16 m!), si sono originati per franamento sottomarino di volumi molto variabili di sabbie e fango. Scivolavano in massa dalle numerose zone deltizie che bordavano i limiti del mare tosco-emiliano di età miocenica (Fig. 18).

Fig. 18 - Il disegno rappresenta, con vista in pianta, la ‘derivazione alpina’ che è caratteristica di gran parte degli strati torbiditici della F.ne Marnoso-arenacea. I granuli che li costituiscono sono il prodotto finale di un’intensa erosione che durante il Miocene smantellava i rilievi alpini, già ben formati e in attivo sollevamento.

Scivolare in massa significa che per qualche ragione, periodicamente, ma senza scadenze precise, grandi quantità di sedimento, accumulato lungo un margine costiero, finivano per trovarsi in disequilibrio riversandosi nelle profondità sottomarine. Spesso l’instabilità era innescata da una prolungata scossa sismica, fenomeno ricorrente nell’evoluzione miocenica di questo settore, oppure da un sovraccumulo di sedimento.

Resta da chiarire il significato dell’altro sedimento stratificato, quello marnoso grigio chiaro, di grana uniforme, che abitualmente si appoggia allo strato gradato. I geologi lo chiamano ‘emipelagite’ (Figg. 16a-b). Quando si cerca il significato di uno strato vuol dire che si cerca di comprenderne l’origine. Per capire il processo di formazione degli strati emipelagici occorre ripensare all’esperimento simulato con la lastra, il sedimento e lo specchio d’acqua tranquillo.
Nella realtà del mare miocenico, un bacino sottomarino stretto e allungato, esteso per circa trecento km e largo una quarantina, i tempi di trasferimento del sedimento di una corrente torbida erano brevi. Corrispondevano ad alcune ore per la massa granulare più grossolana ed alcune settimane al massimo per il suo corredo di particelle fini. Qualche settimana e tutto si concludeva: un altro strato torbiditico si era aggiunto alla successione.
Tornate per un istante nel remoto passato e immaginate in diretta il processo di movimento di una corrente torbida appena innescata. Trascorrono alcune settimane e le profondità sottomarine tornano limpide. Date ora uno sguardo alle fasce deltizie: le zone serbatoio dove si accumulano i granuli in attesa di muoversi sotto forma di correnti torbide. Dovranno passare moltissime centinaia di anni, spesso migliaia, prima che gli infiniti granuli portati dai fiumi e accumulati nelle fasce costiere superino di nuovo la massa critica. La sollecitazione di un sisma li farà diventare instabili innescando un nuovo franamento in massa verso le profondità sottomarine.
Tornate ora al presente. Riguardate gli strati esposti lungo il greto del Fiume Santerno e, semplificando questa volta i calcoli, cercate di guardarli ‘vedendo’ il tempo che essi rappresentano. Strato torbiditico (1 mese), emipelagite (1.000 anni), successiva torbidite (1 mese), successiva emipelagite (1.000 anni), e così di seguito (Fig. 19).

Fig. 19 - Comparazione tra emipelagiti (depositi di marna) e strati gradati torbiditici (depositi di arenite-pelite marnosa), valutati sia in base allo spessore sia in base al tempo impiegato nell’accumulo.

Ecco la soluzione! Le emipelagiti, fatte di particelle argillose e calcaree costituite da gusci microscopici di organismi unicellulari (prevalente plancton) – chechièfortunatolivedeconlalente! - sono il normale deposito dell’antico mare miocenico (Fig. 16). Deposito che si interrompeva ogni tanto e per un istante(!) per l’arrivo di una corrente torbida.
Le emipelagiti sono dunque formate solo da particelle fini che, direttamente dal volume delle acque marine, decantavano lentamente in quantità infinitesime, costanti nel tempo, verso il buio dei fondali sottomarini, dando luogo a uno strato omogeneo non gradato, più chiaro dello strato torbiditico perché più ricco in gusci di organismi (che danno le caratteristiche tonalità più chiare) e più povero in argille (tonalità scure).


Tempo e strati

I tempi di deposizione di due strati così diversi sottolineano un concetto che può apparire astruso, il ‘tasso di sedimentazione’. Corrisponde al rapporto tra lo spessore dello strato e il tempo impiegato per deporlo (Fig. 19). Si può calcolare il tds medio delle torbiditi: è elevatissimo! Al contrario, quello delle emipelagiti è quasi ridicolo. Si può anche stimare il tds dell’intera F.ne Marnoso-arenacea e sarà un valore intermedio, ottenuto dividendo lo spessore complessivo della Formazione (4.000 m) per il tempo complessivo di accumulo (10 milioni di anni). Risultato: 40 cm ogni 1.000 anni.


Dal “Si forma” al “Si deforma”

Gli strati che si deposero una decina di milioni d’anni fa nel mare miocenico non sono proprio uguali a quelli che avete di fronte. Cos’è cambiato da allora? Questa potrebbe essere la domanda da porre agli studenti, raccogliendo e guidando le risposte. Per individuare i cambiamenti subìti basta immaginare le caratteristiche di quei sedimenti appena deposti. Le confronterete poi con quelle attuali.
Ad esempio, se vi foste trovati a calpestare la superficie di un deposito torbiditico sul fondo del mare miocenico, o quella di un sottile accumulo fangoso emipelagico, cosa avreste notato? Una cosa che ora non può più accadere: sareste affondati per parecchi centimetri. Questo perché i sedimenti erano ancora incoerenti, non cementati, in altre parole soffici.
Cos’è avvenuto dunque, e quando, per modificare i sedimenti a tal punto da trasformarli in roccia compatta? Serve ricordare che la successione completa della sola F.ne Marnoso-arenacea raggiunge 4.000 m di spessore.

Provate ad immaginare un deposito incoerente al quale si sovrappone, col passare del tempo, ad esempio una decina di metri di nuovi sedimenti. La pressione da carico comincia ad essere quasi 20 tonnellate per metro quadrato di superficie. E se i metri diventano 100? Sarebbero sempre nulla rispetto ai 4.000 m della F.ne Marnoso-arenacea, e comunque 100 m sono già un accumulo spesso quanto la Torre degli Asinelli, tutt’altro che trascurabile. E a quanto ammonterebbe la relativa pressione da carico? Più di 200 ton/m2, incredibile!
Sottoposti a pressione da carico i sedimenti si compattano, e tra questi più di tutti quelli formati dalle particelle più fini. Ne deriva una riduzione dello spazio tra un granulo (o particella) e l’altro. Ne consegue una diminuzione sia della porosità interna (volume degli spazi vuoti rispetto al volume del sedimento) sia dello spessore dei singoli strati. In quelli più fini si riduce anche del 40%.
Il sedimento, pur restando ancora incoerente (non cementato), ha dunque subìto un primo processo chiamato compattazione, paragonabile a quanto accade comprimendo tra le mani della sabbia umida. In seguito le acque che con estrema lentezza circolano nei pori residui del sedimento abbandoneranno al loro interno parte del proprio contenuto salino. Spesso si tratta di carbonato di calcio (CaCO3), come negli strati torbiditici della F.ne Marnoso-arenacea, altre volte di silice (SiO2).
A questo punto, avendo preso confidenza con la F.ne Marnoso-arenacea, e
1) dopo aver capito che i granuli degli strati torbiditici sono il prodotto dell’erosione di antiche rocce affioranti in aree emerse,
2) dopo essersi resi conto che i fanghi emipelagici prendevano origine direttamente dalla massa d’acqua del mare miocenico, per poi decantare (scendere verticalmente) con lentezza sui fondali,
3) dopo aver compreso i processi di sedimentazione che caratterizzavano i due tipi di deposito, nonché l’ambiente sottomarino profondo che li accoglieva,
4) dopo aver calcolato (non senza stupore!) e confrontato la differenza tra il ‘tasso di sedimentazione’ degli strati torbiditici e quello delle emipelagiti,
5) dopo aver notato che il modulo base della F.ne Marnoso-arenacea è una coppia di strati molto differenti, sovrapposta e ripetuta per migliaia di volte sulla verticale,
…ebbene, dopo tutto questo, il lavoro di ricerca non è ancora concluso. Servono altri dati se volete completare il quadro geologico e renderlo appassionante.

Occorre ancora osservare con attenzione gli strati torbiditici cercando nuovi indizi per rispondere alle seguenti domande.
1) Da dove proveniva la gran parte dei flussi granulari che si riversava nel mare miocenico sotto forma di correnti torbide?
2) Qual era la forma del bacino marino che li accoglieva?
3) Cosa c’era a monte dei delta, in quelle zone dove antiche rocce emerse subivano un’intensa e continua erosione? Erosione che fu così intensa e prolungata da creare, in 10 milioni di anni, un rifornimento infinito di granuli stimato nell’incredibile volume di circa 30.000 km3. Tutti riversati, torbida dopo torbida, nelle oscure profondità dell’antico mare miocenico.

Questi i quesiti geologici ai quali dare soluzione. E queste le direzioni nelle quali cercare: la composizione dei granuli e la base degli strati torbiditici.

La composizione dei granuli

Osservate, con l’aiuto di una lente, i granuli più grossolani alla base di uno strato torbiditico (Fig. 20). Noterete che hanno colori differenti e quindi composizione variabile. Studiare la composizione dei granuli consente di riconoscere le antiche ‘rocce madri’ dalle quali, per erosione e smantellamento, quegli stessi granuli derivano. Le ‘rocce madri’ formavano i rilievi montuosi che bordavano il mare miocenico.

Fig. 20 - Superficie di strato torbiditico che evidenzia la differente composizione dei granuli, sottolineata dalle loro differenti tonalità e colorazioni.

Individuare la composizione dei granuli è compito per specialisti chiamati ‘petrografi del sedimentario’. Buoni risultati si ottengono sezionando un campione di roccia, attaccandone una sottile fetta ad un vetrino e levigandola poi meccanicamente fino a ridurne lo spessore a 30 micron (sezione sottile, Fig. 21). Questo al fine di poterla così osservare al microscopio facendola attraversare da una fonte luminosa particolare L’osservazione dei granuli avviene infatti ponendo la sezione sottile (Fig. 22), sotto un microscopio ottico a luce polarizzata.


Fig. 21 - Sezione sottile di roccia ottenuta tagliando e levigando una piccola porzione di strato torbiditico della F.ne Marnoso-arenacea. Il frammento di roccia, opportunamente sagomato in laboratorio tramite una sega circolare diamantata, è stato incollato ad un vetrino per poi abbassarne meccanicamente lo spessore fino a soli 30 micron. Questo per consentirne la visione al microscopio ottico con luce trasmessa. Si noti come nella sezione sottile lo spessore della roccia sia diventato tanto sottile da rendere perfettamente trasparenti sia i singoli minerali di cui sono costituiti i granuli, sia il cemento che li salda.

Se volete dunque conoscere cosa c’era oltre i bordi del profondo mare miocenico che accoglieva i sedimenti oggi noti come F.ne Marnoso-arenacea, lo potrete sapere solo tramite la composizione dei granuli che dall’esterno raggiungevano le sue piatte profondità.
Questa volta i granuli vi racconteranno di antiche rocce plutoniche e metamorfiche e di antiche rocce sedimentarie dolomitiche, che una decina di milioni d’anni fa già formavano i rilievi alpini. Una catena che, pur differente da quella di oggi, si stava già da tempo sollevando e per questa ragione subiva una poderosa e continua erosione. Un’erosione fluviale così intensa che tra 16 e 6 milioni di anni fa fu in grado di trasformare in granuli una massa di 30.000 km3 di antiche rocce. A tanto infatti ammonterebbe il volume dei soli strati torbiditici della F.ne Marnoso-arenacea.
Non tutti gli strati torbiditici provenivano però dalle Alpi. Una ridotta percentuale aveva le proprie ‘rocce madri’ ubicate, al contrario, nelle aree appenniniche settentrionali che a quei tempi si stavano appena formando ed emergendo dal mare (Fig. 22). Lo si comprende proprio studiando la composizione dei granuli, molto differente rispetto a quella dei derivati alpini

Fig. 22 - La figura rappresenta le provenienze dei granuli che hanno formato la successione torbiditica della F.ne Marnoso-arenacea. Una limitata quantità di strati è formata da granuli le cui ‘rocce madri’ erano appenniniche. La percentuale ridotta di questo tipo di apporti è motivata dal fatto che la catena appenninica nel Miocene formava solo modesti rilievi ed isole che cominciavano solo allora ad emergere. Tutt’altra cosa rispetto alle dimensioni e imponenza dei contrafforti alpini e alla loro velocità di sollevamento.

La base degli strati torbiditici

Avrete notato che continuando ad aggiungere osservazioni (i dati) il quadro evolutivo si è andato progressivamente arricchendo e precisando. Ci sarebbe un ulteriore tassello da collocare al posto giusto: la forma del mare miocenico. Essa, come vedrete, potrebbe darvi delle indicazioni molto importanti.
La forma di un bacino marino, ossia l’andamento dei suoi limiti, è spesso figlia diretta delle ragioni geodinamiche (i movimenti geologici) che l’hanno prodotta. Scoprirla significa comprendere molte interessanti implicazioni. Ma è possibile farlo senza muoversi dalla Sosta 2? La risposta (sapendo già la soluzione!) è… Sì.
Cercate allora lungo il greto del fiume gli strati torbiditici nei quali la superficie basale è ben esposta (spesso occorre inginocchiarsi per individuarla). A metterla in luce ha contribuito l’erosione fluviale (“Si modella”) che ha asportato parte delle marne (emipelagite) che le stavano a diretto contatto. Tra queste superfici basali la maggioranza vi appare liscia, priva di asperità. Altre invece presentano un’infinità di ‘bitorzoli’ che sporgono di alcuni centimetri (Fig. 23).

Fig. 23 - Controimpronta dovuta a vortice da flusso, nota secondo la terminologia inglese come flute cast.

Questo dei ‘bitorzoli’ presenti alla base di alcuni strati torbiditici è un dato nuovo e per alcuni versi strano, perché imprevisto. Ci si domanda innanzitutto “Come possono essersi formati?” e anche se “Potranno contribuire ad aumentare le conoscenze sull’area investigata e sulla sua evoluzione?” Sappiamo (a posteriori…) che tali ‘presenze inquietanti’ risulteranno molto utili all’indagine.
Occorre che gli studenti osservino con cura il nuovo dato. Anche qui - prima di proporre qualsiasi interpretazione - è importante registrarne le caratteristiche. Spesso si tratta di semplici dati geometrici che chiunque è capace di riconoscere. Una serie di domande mirate ci potrà aiutare nella ricerca.
1) I ‘bitorzoli’ si rinvengono singolarmente o in aggregati numerosi?
2) La densità di distribuzione è omogenea o no?
3) Da che materiale sono costituiti?
4) Hanno una forma allungata in una direzione preferenziale?
5) La direzione di allungamento è per tutti la medesima?
6) Sono simmetrici o possiedono, per così dire, una testa e una coda?

Sulla base delle risposte fornite cercherete di capirne l’origine. Cominciate mostrando ai vostri studenti la mano col palmo - orizzontale - rivolto verso l’alto. Simboleggia un livello di marna (emipelagite) esposto sul fondale sottomarino. Il vostro braccio teso aumenta la propria inclinazione verso la spalla. Sarà proprio dalla spalla (un’area deltizia!, sopraelevata rispetto alla mano) che idealmente scenderanno le correnti torbide incanalandosi verso la mano tesa. Quando il carico di granuli giunge sopra le marne (…della vostra mano) il flusso basale della corrente torbida, per ragioni varie, può perturbarsi.
In altre parole, significa che la base della corrente in rapido movimento è interessata da miriadi di micro-vortici. Il loro asse di avvitamento è rivolto nel senso di trasporto della corrente. Di norma non si produce un vortice unico ma una grande quantità di vortici affiancati. Il loro effetto tangibile è la capacità di incidere per qualche centimetro le soffici marne del fondale.
Di fronte agli studenti continuerete l’esempio empirico. La corrente torbida sta scivolando dalla vostra spalla lungo il braccio. Al passaggio ideale sulla mano la incurverete a conca. Avrete simulato l’effetto erosivo prodotto da uno dei tanti vortici della corrente sulle marne già deposte.

Riprendete ora a formulare domande.
7) I ‘bitorzoli’ erano piccole dune di granuli, oppure…?
8) Qual è la ‘testa’ e quale la ‘coda’ di ogni struttura, e perché?
Se il primo gruppo di quesiti richiedeva una semplice descrizione geometrica dei caratteri, le ultime due domande cercano invece di investigare la natura del processo di formazione. A queste domande, più difficili delle precedenti, potrete rispondere voi stessi aiutandovi ancora una volta con l’esempio della mano.
Quando sagomate lentamente la mano a conca fate in modo che la zona vicina al polso diventi la più ripida. Non dimenticate di far notare la cosa agli studenti. Questo perché ogni vortice ha una forza erosiva più intensa a monte, dove inizia l’avvitamento del flusso con la conseguente incisione, mentre a valle - nel senso della corrente - l’invorticamento si sfrangia, perde forza e alla fine smorza i propri effetti erosivi.

Fig. 24 - Il disegno, tratto da ………….. (…….), rappresenta l’invorticarsi delle linee di flusso alla base di una corrente torbida. La conseguenza è la propensione all’erosione del deposito soffice sul quale la corrente torbida scorre e sopra al quale di lì a poco depositerà il suo carico di granuli.

Occorre far capire - per il momento guardando ancora la mano ma in attesa di spostare l’osservazione sui dati reali - che, mentre si genera la piccola conca erosiva, i granuli della corrente di quella stessa torbida sono già pronti a colmarla. Come l’impasto di un dolce che scivola nello stampo!
Spostando ora l’osservazione sul dato reale, i ‘bitorzoli’ che si osservano alla base dello strato torbiditico appariranno non come impronte ma come perfette… controimpronte, ossia i riempimenti delle conche (Fig. 23). Inoltre, osservandoli con cura, si riesce a scoprire qual è il lato più ripido dei bitorzoli, quello cioè dove è iniziato il vortice.

Fig. 25 - Il disegno (in sezione longitudinale parallela al flusso della corrente torbida) raffigura l’erosione prodotta dal vortice che si può formare alla base della corrente torbida. Da notare come la conca appare più ripida nella zona a monte.

A cosa serve tutto questo? Apparentemente sembra solo un esercizio per sviluppare la capacità di osservazione, invece nasconde dei risultati interessanti.
Il fine ultimo delle osservazioni sui ‘bitorzoli’ - scientificamente chiamati ‘controimpronte da vortice’ o, in inglese, ‘flute cast’ - è quello di ottenere i dati di ‘paleocorrente’, ossia riconoscere da che parte arrivavano e in quale verso procedevano le correnti torbide alle quali erano inscindibilmente associati. Cosa non da poco se pensiamo che sono dati decodificati a una decina di milioni d’anni di distanza dal momento in cui si sono formati! E’ come se la natura avesse voluto trasmetterci dei messaggi in codice per ricostruire il filmato del passato geologico del nostro territorio. E le paleocorrenti delle torbiditi sono solo uno degli infiniti indizi che hanno attraversato il tempo intatti fino a noi.
Nel caso specifico, le direzioni delle paleocorrenti qui misurabili sono comparabili a quelle che si possono misurare nella complessiva F.ne Marnoso-arenacea. Individuarle significa comprendere molte cose. Innanzitutto che il mare miocenico nel quale si inabissavano le correnti torbide era stretto ed allungato nella direzione dei flussi granulari. Una sorta di rettangolo con il lato stretto molto più allungato dell’altro. Solo così le correnti torbide, da qualsiasi parte entrassero, potevano subito… curvare, assumendo tutte la stessa direzione (Fig. 26).

Fig. 26 - Questa rappresentazione tridimensionale, tratta da Ricci Lucchi (1978) e ridisegnata, mostra le provenienze appenniniche (dal lato lungo del bacino marino) e accenna a quelle alpine, provenienti da aree emerse occidentali, non inserite nella ricostruzione.

Si può anche aggiungere che il mare miocenico verso SE - nell’attuale area marchigiana - era delimitato da un rialzo sottomarino, tanto da sembrare una sorta di vasca da bagno, per intenderci. Se la forma del mare miocenico, al contrario, fosse stata un ampio quadrato o un gigantesco poligono, le paleocorrenti non avrebbero tutte la stessa direzione.
Per misurare una paleocorrente tramite una ‘controimpronta da vortice’ occorre definire l’angolo che la sua traccia allungata fa con il Nord e, cosa importante, determinarne il verso. L’uso di una bussola aiuta, ma in mancanza può bastare anche solo la carta topografica della zona, opportunamente orientata. Le paleocorrenti qui misurabili hanno una direzione di flusso circa WNW-ESE e un verso di scorrimento diretto a ESE, verso le Marche per intenderci.

Inclinazioni degli strati e fratture

Concluse le osservazioni relative ai dati celati nella successione sedimentaria (“Si forma”) potete ora chiedere agli studenti di cimentarsi nell’individuazione dei dati tettonici (“Si deforma”). Quei caratteri che nelle rocce di questa sosta sono stati prodotti dall’applicazione di una spinta crostale, la stessa che ha dato origine agli Appennini settentrionali.
In questa sosta le deformazioni riconoscibili alla scala dell’affioramento sono essenzialmente di due tipi: l’assetto inclinato della complessiva successione (la cui ragione si chiarirà nella Sosta 3) e le numerose fratture, evidenti lungo gli strati esposti lungo il greto fluviale (Fig. 27).

Fig. 27 - Concentrando l’osservazione sugli strati torbiditici più spessi tra quelli esposti lungo il greto del Fiume Santerno, non possono sfuggire le numerose fratture verticali. Spesso gli stessi limiti degli strati coincidono con queste fratture (dette anche diaclasi) che hanno favorito parziali distacchi di blocchi e frammenti dando luogo alla caratteristica geometria a ‘denti di sega’.

Disponendo di una bussola, per ogni frattura è facile misurare la relativa direzione azimutale (angolo misurato in senso orario rispetto al N), essendo in questo caso tutti i piani praticamente verticali. Confrontando i dati di direzione raccolti vi accorgerete che le fratture sono raggruppabili in due famiglie di piani disposti con angoli medi rispettivamente di 0° e di 60° rispetto al Nord.
Una volta raccolti i dati di direzione l’esercizio, volendo, può continuare interpretandone il significato. Si disegnino in pianta i due sistemi, rappresentati dalle due direzioni medie, sempre riferite al Nord (Fig. 28).

Fig. 28 - I due sistemi di fratture verticali possono essere rappresentati geometricamente in pianta utilizzando la loro orientazione azimutale (rispetto al N).

Il disegno consentirà con facilità di tracciare la bisettrice dell’angolo minore che esse formano intersecandosi. Ebbene, quella bisettrice coincide con la direzione della spinta (la coppia di forze) applicata a quest’area in un momento della sua storia deformativa. La bisettrice e la forza applicata risultano orientate a 30° rispetto al Nord (Fig. 29).

Fig. 29 - Dall’effetto alla causa. Quando in un affioramento roccioso sono presenti due serie di fratture, che intersecandosi formando coppie di angoli alterni, acuti e ottusi, è probabile che si siano generate contemporaneamente sotto l’azione di una spinta crostale allineata lungo una certa direzione. Questa si può ricavare sapendo che coincideva con la bisettrice della coppia di angoli acuti (opposti al vertice) formata dalle due serie di fratture.

Dal “Si deforma” al “Si modella”

Terminata la sosta lungo il fiume è utile riguadagnare il ponte e da lì abbracciare con un unico colpo d’occhio le rocce oggetto delle dettagliate indagini (Fig. 14). Degli strati si ricorderà l’assetto: inclinati circa 20° e immersi verso la riva sinistra, ossia verso Firenzuola (SW).
Si chiede ora di verificare se anche la complessiva successione, affiorante in ripide pareti sia a monte che a valle del ponte, ha il medesimo assetto (inclinazione e verso di immersione) del pacco di strati esposto lungo il greto. Dopo aver valutato visivamente che l’assetto (la giacitura della successione stratificata) si mantiene costante, gli studenti sono in grado di segnare, sotto il profilo morfologico disegnato nella prima sosta, il simbolo relativo all’inclinazione e immersione degli strati della Sosta 2 (Fig. 30). In mancanza di una bussola, per individuare se gli strati immergono verso Firenzuola (SW) o verso Imola (NE), è sufficiente riconoscere il verso di immersione sul terreno, tramite la carta topografica opportunamente orientata.

Fig. 30 - Il profilo morfologico (cfr. Fig. 10) si va arricchendo con i dati di giacitura raccolti nelle Soste 1 e 2. In entrambi i casi l’assetto della stratificazione è caratterizzato da immersione verso Firenzuola e inclinazione di circa 20°.

(durata: 15’, in pullman)

(durata: 1 h, spostamenti a piedi lungo sentiero con tratto finale ripido; dislivello: 30 m). Indicazioni per la sosta. Il mezzo può parcheggiare nell’ampio spiazzo appena a valle del ponte sul Santerno, lungo il senso di marcia).

La grande piega asimmetrica

Fig. 31 - Tragitto di trasferimento in pullman dalla Sosta 2 (Camaggiore, FI) alla Sosta 3 (Coniale, FI) e spostamento a piedi alla Sosta 3b (alveo del Fiume Santerno).

Dal vasto spiazzo di sosta, guardando nella direzione del ponte, si vede una grande fascia di strati verticali deformati a zig-zag (Fig. 32). E’ coinvolto un pacco di strati della F.ne Marnoso-arenacea spesso alcune centinaia di metri (“Si deforma”).

Fig. 32 - Dalla piazzola di sosta si nota una fitta serie di piegamenti a zig-zag che si estende all’intero versante sinistro del Fiume Santerno.

E’ una buona occasione per aggiungere un nuovo dato alla sezione geologica, con un simbolo che dovrà poi essere collegato a quello precedente. Per farlo occorrerà:
1) segnarlo nella posizione giusta lungo l’asse delle ascisse (distanze);
2) rappresentarlo (in questo caso l’assetto è piegato) con dei trattini che riproducono in piccolo la geometria degli strati;
3) individuare la base degli strati piegati a zig-zag: o verso Firenzuola (SW, sinistra nel profilo) o verso Imola (NE, destra nel profilo).
Quest’ultimo è un punto fondamentale. Diventa perciò necessario raggiungere la roccia esposta e osservarla da vicino.

Spunti didattici

Accertatevi che tutti gli studenti abbiano individuato lo sviluppo del piegamento a zig-zag (si estende lungo l’intero versante!) e che abbiano capito che interessa una stratificazione che è verticale. E’ utile che gli studenti cerchino di disegnare gli strati sotto forma di simbolo stilizzato nella sezione geologica. Li aiuterete a individuare un simbolo adatto che sia fedele alla geometria reale (Fig. 33). Semplificando, si può far notare che le pieghe a zig-zag sono un effetto minore che si sovrappone a una spessa serie di strati verticali. Quello è il dato di importanza primaria: gli strati sono diventati verticali! Il disegno, in alternativa, può essere ancora più stilizzato, eliminando le pieghe. Diventa semplicemente una serie di linee verticali affiancate.

Fig. 33 - Il simbolo usato per rappresentare questo assetto verticale e al tempo stesso pieghettato deve richiamare il suo andamento a zig-zag che, cosa importante, è disegnato verticale. Come sempre il simbolo va posizionato sotto al profilo morfologico, lungo la scala delle distanze in corrispondenza della località di sosta.

Prima di scendere lungo il fiume a cercare la base degli strati piegati, fate fare agli studenti un esercizio propedeutico. Su un foglio bianco cercherete insieme a loro i possibili collegamenti tra questi strati e la giacitura osservata alla Sosta 2. Nel farlo ricordatevi che raramente gli strati osservati in due settori adiacenti sono gli stessi. Quindi nelle correlazioni non bisogna quasi mai ‘unirli’, cioè collegarli direttamente, ma cercare un motivo geometrico che ‘li contiene’. La Fig. 34 chiarisce il concetto.

Fig. 34 - La figura propone il collegamento tra i dati di giacitura misurati nelle Soste 1 e 2 ed espressi sotto forma di simbolo. In tal modo si comincia a ricostruire la ‘sezione geologica’ schematica del territorio attraversato dall’escursione.

Conoscendo per il momento solo la base-strati della successione esposta nella Sosta 2 e non di quella visibile in questa sosta, si possono ipotizzare due possibili collegamenti tra le giaciture delle due zone. Sono entrambi geometricamente coerenti ma praticamente opposti (Fig. 34). Una sola sarà quella valida e solo quella potrà essere riportata nel profilo.
Collegare strati verticali (anche piegati), senza conoscere preventivamente la posizione della loro base, con strati ‘diritti’, ossia non rovesciati (con la base verso il basso), può riservare delle sorprese. Ogni volta sono possibili due soluzioni che danno forma a ricostruzioni completamente differenti (Fig. 34). Il collegamento tra i simboli disegnati potrebbe essere quello proposto in (a) oppure quello in (b), ma una sola sarà la soluzione giusta.
Osservando con cura le due possibilità, si nota che in (a) la base degli strati verticali deve cadere a destra, mentre in (b) a sinistra. Sarà il dato osservato sul terreno (base degli strati a destra o a sinistra) a dirci quale ipotesi di correlazione è l’unica possibile (Sosta 3).

Per capire la differenza tra le due soluzioni (una con la base-strati a monte, l’altra con la base-strati a valle) provate a paragonare la successione rocciosa ad un tappeto nel quale inciampate. Con la prima soluzione il tappeto si piega verso Firenzuola, nella seconda verso Imola, con significati molto differenti. Ecco perché negli strati verticali (i quali proprio perché verticali fanno sempre parte di una piega) occorre individuare con cura l’orientamento della loro base.

I gruppi di studenti, in autonomia, cercheranno di riconoscere qual è il carattere che consente di stabilire l’orientamento della base-strati, riportando le loro considerazioni sul quaderno degli appunti.

Raggiunto il greto del Santerno diventa facile individuare la base-strati, ricordando quanto appreso durante la Sosta 2. Basterà riconoscerla in uno solo tra i tanti strati che formano la piega, e varrà per tutta la successione. Molti degli strati torbiditici che in questa sosta affiorano lungo il greto del Santerno presentano, alla base, controimpronte di flute cast. Saranno gli stessi studenti ad individuarle (anche in un solo strato) per definire la posizione della base di tutta la successione (è verso sinistra, guardando il fiume dalla riva).

Riflettendo dunque sulla posizione della base degli strati torbiditici è possibile ricostruire una grande piega asimmetrica con un fianco verticale deformato a zig-zag (Fig. 34, parte inferiore). Se l’erosione non avesse eliminato centinaia di strati, sareste ancora in grado di vedere la grande piega nel suo completo sviluppo: alta quanto le più alte montagne circostanti.

Dal greto del Fiume Santerno, guardando verso valle, appena oltre gli strati verticali, si nota un grande contrafforte roccioso formato interamente da strati orizzontali.

Fig. 35 - A valle degli strati verticali piegati a zig-zag, guardando verso Imola, la giacitura della successione diventa improvvisamente sub-orizzontale e si mantiene tale per un lungo tratto.

Quella che in origine era una successione di strati tutta orizzontale, deposta circa 10 milioni di anni fa sul fondo marino, qualche milione di anni più tardi fu compressa e sollevata. In seguito, sotto l’azione delle spinte appenniniche, la parte verso Firenzuola ha cominciato a inarcarsi e piegarsi, come un tappeto nel quale si inciampa, visto al rallentatore. Con la differenza che gli strati piegati visibili tra San Pellegrino e Coniale (Sosta 3) si sono scollati lungo un piano di rottura inclinato (faglia). Il movimento lungo il piano di faglia (verso nord-est) ne ha favorito il lento e progressivo sollevamento rispetto alla porzione che stava davanti, rimasta pressoché orizzontale (Fig. 36).
Ecco l’elemento che cercavamo: una faglia la cui superficie ancor oggi separa due enormi volumi rocciosi. Uno, piegato e sollevato, spostato verso Imola, l’altro, ancora sub-orizzontale, che gli ha fatto da ‘spalla’ e sulla quale il primo si è appoggiato ed è letteralmente salito.

Fig. 36 - La sezione geologica mette in evidenza la deformazione più caratteristica di tutto l’itinerario: la piega di Coniale, formatasi a causa di un trascinamento della successione rocciosa lungo un piano di faglia.

(durata: 20’, in pullman)

Fig. 37 - Tragitto verso Castel del Rio per la Sosta pranzo, cui segue il trasferimento, sempre in pullman, verso le Soste 4a, 4b (Tossignano) e 4c (Rio Sgarba).

Nel tratto tra Coniale e Castel del Rio la stratificazione continua a mantenersi pressoché orizzontale, con locali deboli ondulazioni. In questo tratto centrale le correlazioni tra gli strati non presentano difficoltà.

(durata: 1h, sulle rive del Santerno nei pressi del Ponte degli Alidosi (Fig. 38); nello spazio attrezzato con numerosi tavoli e panche c’è un chiosco di ristoro con annesso bagno pubblico; aperto nel periodo primaverile-estivo)

Fig. 38 - Ponte degli Alidosi.

La seconda parte dell’escursione prevede le Soste 4a-b e 5. Sono strutturate in modo da consentire un approccio telescopico sul medesimo soggetto: i gessi deposti durante la fine del Miocene.Ii gessi sono rispettivamente osservati da grande distanza (dal belvedere del museo, Sosta 4a, da media distanza (dalla Rocca di Tossignano, Sosta 4b), e infine da vicino, con un contatto diretto (Rio Sgarba, Sosta 5).

(durata: 20’, in pullman)

(durata: 3h, spostamenti a piedi e in pullman)

Sosta 4a - Belvedere del Museo “I Gessi e il Fiume”
(durata: 30’)
Sosta 4b - Rocca di Tossignano, vista sulla Riva di San Biagio
(durata: 30’)

La sosta inizia con la panoramica dal belvedere del Museo, affacciato sulla sottostante Valle del Santerno. Da questo punto particolare che domina la Valle del Santerno, sono possibili due serie di osservazioni.

“Si forma”

Le prime osservazioni riguardano i caratteri acquisiti dalla successione di strati durante la deposizione. Se, osservando la sinistra idrografica del Santerno guardate verso il paese di Fontanelice, noterete che in posizione di crinale si staglia una serie di banchi grigi (alti fino a 10-20 m l’uno!) con pareti scoscese pressoché prive di vegetazione. Complessivamente hanno uno spessore che può raggiungere i 100 m (Fig. 40). Il contrafforte che questa unità geologica ha prodotto, grazie all’erosione, lungo il fronte esterno dell’Appennino romagnolo è chiamato Vena del Gesso. In affioramento i gessi si distribuiscono dalla Valle del Santerno fino a quella del ….…… (………), lungo un fronte di oltre …. km. Alla base dei potenti banchi grigi iniziano ampie zone prative e arbustive che proseguono fino nel fondovalle. Si intuisce che la vegetazione cresce su un tipo di deposito molto differente da quello che forma i banchi grigi.
Scendendo con lo sguardo verso il Santerno e il paese di Fontanelice non è difficile riconoscere, sparsi tra il verde, alcuni affioramenti rocciosi stratificati che ricordano la F.ne Marnoso-arenacea. Qui gli strati arenitici, sempre più rari e sottili, negli ultimi 200 m lasciano il posto ad abbondanti depositi argillosi grigio-scuri che, semplificando, potremmo considerare come la porzione fine, sommitale, della F.ne Marnoso-arenacea.

Fig. 40 – Panoramica dal belvedere del Museo, guardando verso Fontanelice. Si notano, lungo il crinale, gli affioramenti della F.ne Gessoso solfifera, formati da banchi di gesso spessi fino a 20 m. Più in generale, si può notare anche come la giacitura di tutta la successione sia ormai passata da orizzontale a costantemente inclinata verso Imola.

La ragione del passaggio netto da questi depositi fini - deposti in un mare mediamente profondo (parecchie centinaia di metri almeno) e ancora originati da detriti provenienti da aree emerse sottoposte ad erosione - alle soprastanti rocce compatte, organizzate in banchi spessi e stratificati, è stata per quasi un secolo uno dei grandi problemi aperti della geologia mediterranea. Questo perché le rocce grigie in spessi banchi che quasi 6 milioni di anni fa si sovrapposero e ricoprirono in modo improvviso i depositi di mare profondo sono formate da miliardi di cristalli di gesso. Questo tipo di gesso per sua natura si sviluppa in specchi d’acqua sottili profondi al massimo poche decine di metri e soggetti a forti evaporazioni e soprattutto profondi al massimo poche decine di metri.
Come poteva lo scenario ambientale essere cambiato in modo così drastico e stupefacente da consentire la trasformazione di un fondale marino profondo in una sorta di lago dalle acque basse soggetto ad intensa evaporazione?
La ragione va cercata nell’interruzione degli scambi d’acqua salata, attivi soprattutto tra Mediterraneo e Oceano Atlantico. Questo a causa del movimento della placca africana verso quella europea. Si ritiene che il movente della ‘chiusura’ della fascia dello Stretto di Gibilterra, in origine larga più di un centinaio di km, sia stata una combinazione di due condizioni critiche. Da un lato i sommovimenti geologici (causati dalla placca africana in moto verso NE e N), dall’altro le oscillazioni (poche decine di metri al massimo) del livello marino globale, riflesso di cicli di espansione e contrazione delle calotte glaciali già presenti alle latitudini circumpolari.
Con l’immagine del Mar Mediterraneo trasformato in un lago dalle acque sempre più sottili e sovrassalate ora siete scivolati indietro nel tempo, durante i 600.000 anni di una crisi che sembrava irreversibile. Nelle prossime soste potrete toccare con mano le pagine salate di quest’avvincente capitolo di storia mediterranea tramandatoci dall’archivio geologico della Valle del Santerno. Un capitolo iniziato 5,9 e conclusosi 5,3 milioni di anni fa, altrettanto improvvisamente come era iniziato. In corrispondenza del ritorno in massa delle acque atlantiche nel Mediterraneo i geologi hanno recentemente collocato il passaggio tra i periodi Miocene e Pliocene.

“Si deforma”

L’altro insieme di osservazioni riguarda l’assetto acquisito dalla successione rocciosa come diretta conseguenza delle compressioni geologiche. Si potrà notare che in questa fascia di territorio gli strati immergono costantemente verso Imola. La loro inclinazione media è circa 20° verso NE. I relativi simboli grafici dovranno essere disegnati sotto al profilo morfologico. Il collegamento con il precedente simbolo disegnato sotto al profilo (strati orizzontali) è semplice, quasi immediato. Siete giunti alla fine dell’esercizio. Collegando tra loro i vari dati di assetto avete disegnato la deformazione che caratterizza l’Appennino emiliano in questa zona. Il risultato è una sezione geologica schematica (Figg. 41a-b).
Una sorta di tappeto sollevato, inclinato verso Firenzuola nel tratto iniziale (interno della catena) e verso la pianura padana in quello finale (esterno della catena), ma al tempo stesso anche rotto e lacerato nel suo segmento interno, dove gli effetti delle compressioni appenniniche sono stati più intensi.

Fig. 41a - Nella fascia di Tossignano l’immersione degli strati è ormai costantemente verso Imola. E’ importante segnare il relativo simbolo e correlarlo poi con i dati precedenti.

Fig. 41b - La sezione geologica è ormai completa. Con pochi segni raffiguranti le giaciture degli strati incontrati lungo il percorso e l’indicazione delle formazioni geologiche alle quali appartengono è stato possibile realizzare una sorta di TAC speditiva del territorio attraversato dall’escursione. Una radiografia che racconta le deformazioni subite dalla successione rocciosa durante gli ultimi milioni di anni.

Può essere utile simulare (magari con un libro) l’orientazione rispetto al nord della successione gessosa che è stata riconosciuta sopra Fontanelice in posizione di crinale. Sapendo che i banchi gessosi (e anche i sottostanti strati della F.ne Marnoso-arenacea) immergono verso Imola inclinati circa 20o, fate notare che il Fiume Santerno scava la propria valle lungo il verso di immersione. Ecco la ragione per cui la successione, essendo inclinata circa verso nord-est, ‘scende’ verso il fondovalle lungo il versante vallivo sinistro, e ‘risale’ su quello opposto, portandosi alle quote di Tossignano, sede delle Soste 4a e 4b.

Sosta 4b - Rocca di Tossignano, vista sulla Riva di San Biagio
(durata: 30’. Lasciato il Museo si attraversa la piazza principale del paese salendo a piedi alla volta della Rocca di Tossignano. Verso la sommità della rupe, sulla sinistra, si allarga un prato con una ricostruzione dedicata alla Madonna di Lourdes. Lì si sosterà osservando dal belvedere la sottostante vallecola del Rio Sgarba, incisa nei gessi messiniani esposti splendidamente nella spettacolare Riva di San Biagio, oggetto delle prossime osservazioni.

Il belvedere della Rocca di Tossignano offre un’impagabile vista sui banconi gessosi della F.ne Gessoso-solfifera di età messiniana sommitale (Miocene sup.), scolpiti lungo il contrafforte scosceso della Riva di San Biagio (Fig. 42). Se l’aria è limpida si ha l’impressione di osservare la successione da una mongolfiera sospesa a poche centinaia di metri dalla parete rocciosa. E’ un’occasione unica per sviluppare la capacità di osservazione alla ricerca dei dati registrati in questa caratteristica successione.

Fig. 42 - Vista dal belvedere della Rocca di Tossignano. Spettacolare vista sulla successione della F.ne Gessoso solfifera e i suoi caratteristici banchi gessosi.

La Vena del Gesso e la “crisi di salinità” del Messiniano

La Riva di San Biagio si presta ad una serie di osservazioni geologiche. Anche in questo caso riguardano il “Si forma” e il “Si deforma”. Entrambi gli insiemi di caratteri sono ben rappresentati. A dire il vero, come sempre accade, anche il “Si modella” gioca un ruolo importante. In effetti, senza il modellamento, ossia l’erosione, gli spettacolari affioramenti della Riva di San Biagio non sarebbero visibili.

Prima di presentare, dalla balaustra del belvedere, l’intreccio dei caratteri geologici riuniti negli affioramenti della Riva di San Biagio è utile sollecitare negli studenti l’osservazione autonoma. Si può iniziare suggerendo loro di cogliere di volta in volta gli aspetti geometrici, cromatici o anche vegetazionali presenti nella successione rocciosa per poi attribuirli ad uno dei tre insiemi di dati (“Si forma”, “Si deforma” o “Si modella”) attraverso una scelta motivata.
Un tale percorso di osservazione e analisi, guidato da chi conduce l’escursione, finisce per produrre gruppi di dati omogenei. La discriminazione dei tre insiemi di dati induce gli studenti ad affrontare con maggiore chiarezza il rispettivo significato.

“Si forma”

Le osservazioni effettuate a distanza portano ad alcune importanti considerazioni. L’oggetto geologico individuato nella Sosta 4a è ora ancor meglio percepibile dal belvedere del Museo (Fig. 42). Scendendo con lo sguardo sotto ai banchi gessosi, si incontra un’estesa copertura erbosa ed arbustiva. Suggerisce la presenza (in analogia con quanto osservato nella sosta precedente) degli ultimi termini della F.ne Marnoso-arenacea.
Tornando ad osservare la Riva di San Biagio, è evidente che i banchi gessosi non hanno tutti lo stesso spessore. Di certo non sarà sfuggito che tali caratteristiche sono messe in evidenza da sottili intercalazioni… erbose. Naturalmente non è l’erba ad ‘intercalarsi’ ai banchi grigio chiari, i quali formano il 95% del volume roccioso, ma un tipo di ‘roccia’ differente che in superficie ha la capacità di trasformarsi rapidamente in suolo.

In questa fase la guida dell’escursione si limita a suggerire agli studenti una riflessione, chiedendo loro di giustificare l’affermazione che “il 95% del volume roccioso esposto lungo la Riva di San Biagio è formato da gessi”. Dov’è l’altra litologia e com’è possibile affermarne con certezza la presenza anche da questa distanza? La seconda litologia è intuibile sotto le sottili fasce erbose che separano i banchi di gesso. La crescita di una coltre erbosa suggerisce la presenza di un tipo litologico molto differente dal gesso il quale, come ben si nota dal punto di sosta, forma sempre pareti prive di coperture.
E’ controproducente individuare già da questa sosta la natura della seconda litologia. Meglio limitarsi a suggerirne la presenza e percepirne la posizione, nonché la ripetizione sulla verticale, rimandando alle osservazioni dirette della sosta successiva la soluzione del quesito.
Non si dimentichi di sottolineare, prima di lasciare il belvedere, che la prossima fermata (Sosta 5) sarà ubicata nel solco vallivo sottostante e che sarà possibile toccare con mano quegli stessi banchi gessosi (e le sottili intercalazioni) che formano la parete della Riva di San Biagio.

“Si deforma”

Osservando meglio la Riva di San Biagio si nota che il motivo dominante, l’alterenanza gessi-argille, favorisce anche la lettura ‘deformativa’ dell’affioramento. Il piano di faglia è pressoché verticale ed ‘entra’ obliquamente rispetto al versante roccioso. La successione più recente è quella visibile a sinistra, più vicina al punto di osservazione. Il dato si ricava osservando le Fig. 43a-b in cui si nota che, lungo la successione completa, gli spessori dei banchi di gesso sono sempre più ridotti nella parte superiore della successione (la più recente). Dunque questo lembo è stato abbassato rispetto all’altro.

Figg. 43a-b – I banchi gessosi della F.ne gessoso solfifera mostrano una caratteristica diminuizione di spessore procedendo verso l’alto (verso i banchi più recenti). Il banco più potente supera la ventina di metri. Complessivamente la successione gessosa supera i 100 m. Monte della Volpe.

Suggerite agli studenti che osservando con attenzione la Riva di San Biagio si nota una faglia (Figg. 42 e 44). Chiedete poi qual è il suo assetto (è circa verticale) e, basandosi sul fatto che gli spessori dei banchi di gesso decrescono verso l’alto della successione, domandate anche se la porzione oltre la faglia si è alzata o abbassata rispetto a quella a noi più vicina.
Sapendo dunque che i banchi gessosi più sottili sono i più recenti (formano la parte superiore della F.ne Gessoso-solfifera, cfr. Fig. 43a-b), si può stabilire che il lembo roccioso oltre la faglia si è abbassato rispetto a quello adiacente; oppure, il che è la stessa cosa, che quello più vicino al belvedere si è sollevato rispetto all’altro (Fig. 44).
Continua ad essere importante suggerire agli studenti l’osservazione (magari effettuata con scambi di idee e discussioni tra loro) e la deduzione, sollecitando infine l’elencazione dei dati desunti.

Fig. 44 – La riva di San Biagio osservata dagli occhi di un geologo. In rosso la faglia che sposta verticalmente la successione.

“Si modella”

Anche i dati relativi al modellamento sono ben percepibili da questo impagabile punto di osservazione. I dati che scaturiscono dalla lettura ‘morfologica dell’affioramento possono così essere riassunti.
1) Sensibile differenza di erosione nei differenti tipi di roccia: argille con scarse areniti (F.ne Marnoso-arenacea, sotto ai gessi), gessi (F.ne Gessoso-solfifera), argille del Pliocene (sopra ai gessi).
2) Solco erosivo del Rio Sgarba, che ha inciso in profondità i gessi. Nella prossima fermata (Sosta 5) cammineremo proprio lungo l’incisione torrentizia.
3) Crolli di blocchi gessosi (avvenuti in epoca storica) lungo la Riva di San Biagio. La ragione dei crolli, probabilmente innescata da scosse sismiche in tempi successivi, è stata favorita dalle numerose fratture che pervadono la successione rocciosa; fratture che sono state ereditate da movimenti tettonici molto antichi (“Si deforma”). Le zona di distacco gravitativi dei blocchi sono facilmente individuabile grazie alla posizione dei relativi accumuli di frana, fermatisi al piede della parete.

Ci si potrebbe chiedere come mai i gessi formano pareti così verticali nonostante abbiano una elevata propensione alla dissoluzione, causata dalle acque piovane (fino a 2 grammi/litro). La ragione è duplice. I crolli sono frequenti e ogni volta generano superfici sub-verticali nuove. Inoltre, i depositi a contatto con i gessi (argille e marne sia mioceniche sia plioceniche) hanno velocità di erosione ancor più rapida e intensa.

(durata: 15’, in pullman)

Sosta 45 - Rio Sgarba (ex cava SPES)
(durata: 40’. Si ridiscende nella piazza centrale di Tossignano. Da lì in pullman si raggiunge in pochi minuti la periferia di Borgo Tossignano, prendendo a destra la strada intercomunale via Laguna e, dopo circa 1 km, girando per via Rocchetta (Fig. 39). Dopo un altro km, superato un ponticello in corrispondenza di una curva a gomito (percorribile al massimo con pullman da 25 posti), si prosegue per qualche centinaio di metri su strada sterrata pianeggiante giungendo nei pressi della cava dimessa SPES (cancello in ferro) dove si sosta. Un’entrata secondaria, appena a destra del cancello chiuso, segna l’inizio del sentiero pianeggiante che, tra la vegetazione, in meno di 10’ porta agli affioramenti gessosi dell’ex cava. Si raggiunga il limite estremo del sentiero pianeggiante, in corrispondenza di un gigantesco blocco di gesso (5 m di altezza) collocato, assieme a molti blocchi minori, di fronte al secondo imbocco di galleria artificiale, chiuso da un’inferriata per ragioni di sicurezza).

Questa fermata favorisce l’osservazione diretta dei due principali tipi di roccia che insieme formano la F.ne Gessoso-solfifera romagnola. In questo caso l’approccio è guidato e stimolato dalla ricerca della natura delle intercalazioni che separano i banchi di gesso.

Nel luogo di sosta, così come lungo tutto il sentiero (Figg. 45a-b) è possibile osservare una delle intercalazioni priva di copertura erbosa (spessa un paio di metri al massimo) e il contatto, perfettamente esposto, con il successivo banco di gesso. Mentre i banchi gessosi compatti sono quasi interamente costituiti da file ordinate e ciuffi di cristalli, le sottili e ricorrenti intercalazioni sono invece formate da fitte lamine di argilla sulla quale l’erba è in grado di attecchire con facilità. I due tipi di deposito sono complessivamente denominati F.ne Gessoso-solfifera (il gesso è un solfato di calcio idrato che per alterazione chimica può produrre concentrazioni di zolfo).
Il riconoscimento dell’alternanza litologica gessi-argille ha messo in evidenza un carattere che si ripete sulla verticale, ossia nel tempo. I banchi gessosi che, uno dopo l’altro, durante un intervallo lungo 600.000 anni, si sono deposti come pagine di un libro ricco di informazioni, sono stati almeno 16 (Figg. 43a-b).

Figg. 45a-b – Lungo gli affioramenti che bordano il sentiero della ex Cava Spes si osservano nitidi gli strati argillosi che delimitano gli spessi banconi di gesso. Localmente la copertura erbosa si interrompe dando l’opportunità di osservare direttamente il deposito, sempre fittamente laminato. Si suggerisce di prestare molta attenzione alla parete gessosa, dato che presenta molti punti ad elevato rischio di distacco di blocchi e frammeti, più probabili dopo periodi di intense piogge.

E’ stato dunque individuato l’effetto: l’alternarsi ripetuto di due depositi molto differenti: gessi e argille. Questo è il primo passo corretto verso l’analisi. Occorre adesso cercare di ricostruire le cause che favorivano le alternanze litologiche, sempre le stesse ripetute nel tempo. Nel farlo occorre sempre tenere presente le condizioni genetiche che in questo settore hanno regolato la deposizione dei gessi messiniani (Miocene sup.)

E’ importante sapere che solo in rari casi un certo tipo di sedimento o di roccia può corrispondere e suggerire l’ambiente di deposizione nel quale si è generato. Ad esempio le argille possono accumularsi sia in mari profondi sia nei mari bassi, ma anche nelle piane emerse dei delta e lungo particolari fasce costiere lagunari, come pure nelle pianure fluviali, quando ad esempio i corsi d’acqua tracimano (si ricordi il ‘limo del Nilo’!), e perfino nei laghi di ogni latitudine. Questo per sottolineare che quasi sempre sono ben altri i caratteri che suggeriscono l’ambiente di formazione dei tipi di sedimento o di roccia.
Nel nostro caso il contenuto fossile si rivela un particolare importante. Ogni volta che a un banco di gesso si sostituisce un livello di argilla - e il passaggio avviene sempre in modo rapido e improvviso - tra le sottili lamine argillose troviamo imprigionati resti fossili di minuscoli pesci marini. Sono rappresentati da molte e varie specie. E’ un dato interessante. In qualche modo il settore che fino a poco tempo prima era un lago salatissimo dalle acque basse soggette a intensa evaporazione (deposizione di gessi) è all’improvviso tornato a trasformarsi in un mare dalla salinità regolare e con profondità decisamente maggiori.
Un dato ulteriore, ancor più essenziale per noi, lo otteniamo considerando le specie fossili dei livelli argillosi. I paleontologi (gli studiosi dei resti fossili) si sono accorti che in ogni episodio argilloso esiste una regola precisa. Nelle lamine basali e intermedie si rinvengono resti di pesci ascrivibili a molte specie, tutte adatte alle normali condizioni di salinità dell’acqua marina (3,5 %). Al contrario, nelle lamine superiori di ogni livello argilloso queste specie di pesci spariscono, ad eccezione dell’Aphanius crassicaudus, unica specie sopravvissuta. La sua caratteristica particolare - ed è questo il dato molto interessante e risolutivo - era quella di riuscire a vivere in acque salatissime!
Siamo vicini alla soluzione del problema. Conoscendo questi particolari, resi noti dai paleontologi, e osservando che ogni livello di argilla, verso l’alto, lascia il posto al soprastante banco di gesso, ne deriva una serie di logiche deduzioni. Nel settore dell’escursione, così come in gran parte dell’area mediterranea, per mezzo milione di anni - circa dai 6 ai 5,5 Ma – si sono alternate due condizioni ambientali molto differenti. Quella di lago a salinità elevatissima, con acque molto basse in forte evaporazione (deposizione di gessi), e quella di mare a salinità normale e profondità intermedia (deposizione di argille).

Fig. 46 – Esemplare di Aphanius crassicaudus, frequente ospite solitario nella porzione superiore degli orizzonti argillosi.

Non basta. Si può anche aggiungere, sulla base dei dati cosiddetti litologici (cioè riguardanti i tipi di deposito), che il passaggio dalla condizione ‘salatissima’ a quella di ‘salinità normale’, era sempre rapido e improvviso. Al contrario, i dati paleontologici mettono in evidenza che il passaggio opposto si verificava seguendo un progressivo aumento della salinità. L’incremento di concentrazione salina influenzava inizialmente solo il contenuto fossile ma poi raggiungeva valori tanto critici da cambiare radicalmente anche il tipo di deposito (da argille a gessi).
Nel percorso verso la conoscenza, gli effetti sono rappresentati dai tipi di deposito, dai passaggi tra i due tipi di rocce, dai fossili, … Ci hanno svelato le cause, ossia le variazioni di salinità, motivate da periodici afflussi di acque marine e la loro successiva evaporazione. Resta da individuare il possibile movente che ha indotto, per ben 16 volte - tante sono le coppie gessi-argille sovrapposte in circa mezzo milione di anni - la danza ritmica del livello del mare.
Se fino ad ora si è parlato di dati e di interpretazioni fondate, sul movente si può solo azzardare delle ipotesi, seppur verosimili. Dovrebbe essere più che plausibile l’influenza del clima. In precedenza si è fatto cenno al glacialismo che alla fine del Miocene si andava affermando nelle regioni circumpolari. Ne derivavano logici abbassamenti e innalzamenti del livello marino globale che assecondavano l’alternarsi di periodi termici più rigidi e più miti. Periodici brevi innalzamenti – durati fino ad alcune decine di migliaia di anni - potrebbero avere ripristinato collegamenti oceanici che ragioni opposte poi interrompevano.
Una cosa è certa: 5,3 milioni di anni fa dalla soglia di Gibilterra le acque dell’Oceano Atlantico irruppero con fragore e violenza verso il ‘Lago Mediterraneo’. Da quel momento furono ristabilite condizioni marine stabili. Per giustificare il ritorno del Mediterraneo al suo aspetto originario è stato invocato un forte sprofondamento della soglia di Gibilterra connesso a intensi movimenti tettonici. C’è da crederci, dato che recenti indagini sottomarine effettuate sui fondali dello stretto di Gibilterra hanno scoperto la presenza di enormi solchi erosivi prodotti da acqua corrente. L’abbassamento fu cospicuo, tanto che nemmeno le recenti intense glaciazioni quaternarie (circa 2 Ma - 10.000 anni fa), con i relativi abbassamenti del livello marino globale (-130 m) non sono più riuscite a riproporre l’isolamento del Mar Mediterraneo e la sua trasformazione in lago.
Il ritorno ‘definitivo’ del mare si protrae da oltre 5 milioni di anni. Il primo segno lasciato da questa nuova fase evolutiva si percepisce anche lungo la Riva di San Biagio (Fig. 44) che col suo contrafforte gessoso costituisce la più spettacolare testimonianza del disseccamento miocenico del Mar Mediterraneo. Sopra ai gessi si appoggiano, in modo improvviso, dei depositi molto erodibili, quasi cancellati dall’erosione e, dove ancora presenti, coperti da diffusa vegetazione. Sono le argille del mare del Pleistocene, ricche in microfossili di mare aperto e profondo, deposte nel Mediterraneo risorto a nuova vita grazie alle cateratte dello Stretto di Gibilterra.

Fig. 47 – Le condizioni ambientali che caratterizzano il tardo Messiniano dell'Italia centro-settentrionale.

L’escursione sta volgendo al termine. La concentrazione degli studenti è stata messa a dura prova durante un’intera giornata di lavoro intenso. Nelle varie soste non solo hanno appreso molte cose del tutto nuove, ma si sono anche impegnati ad indagare autonomamente, raccogliendo dati e comprendendo processi genetici attraverso un’analisi interpretativa spesso non semplice. Si consiglia dunque di non utilizzare quest’ultima fermata per aggiungere altri dati, a questo punto difficilmente recepibili e memorizzabili.
Sarà invece opportuno mostrare e far toccare fisicamente le litologie, osservandone i contatti reciproci e raccogliendo qualche campione. Comunque, eventuali indicazioni di dettaglio possono essere desunte dalle figure (Figg. 48--50) e inoltre dalla bibliografia esistente sull’argomento (anche divulgativa).


Fig. 48 - Gessi con strutture ‘a cavolo’, caratteristici aggregati cristallini che si generano al contatto con la sottostante intercalazione argillosa nella quale si approfondiscono durante la fase di crescita.


Infine non trascurate, davanti al contatto tra un banco di gesso e le argille, di sottolineare quel lato magico, tipico della geologia, che consente di viaggiare nel tempo osservando in presa diretta il passato remoto del nostro pianeta. In questo caso, toccando quel contatto litologico (Figg.45a-b) si può ancora scorgere la pozza salata mediterranea sul punto di essere invasa dalle acque, con il livello marino che progressivamente, in pochi secoli, si riporterà ai livelli ‘normali’. Prima di ricominciare nuovamente a calare, sotto l’effetto dell’intensa evaporazione, costruendo la successiva pagina di questo meraviglioso infinito archivio naturale.

In caso di maltempo saranno eliminabili, nell’ordine, le soste di seguito indicate:

SOSTA 3 - Ponte sul Santerno, Coniale (FI)
La grande piega asimmetrica

Il contenuto della Sosta 2a potrà essere trattato con un’osservazione panoramica dal piazzale di sosta, senza scendere sul greto del fiume, integrandolo con la sosta 2b.

In alternativa si suggeriscono visite ad istituzioni e siti culturali che consentono di coprire, in parte o totalmente, i tempi dell’escursione:

IMOLA
Museo Scarabelli (prossima apertura)

TOSSIGNANO
Centro Visite “I Gessi e il Fiume”

CASTEL DEL RIO
Castello e Museo della Guerra

FIRENZUOLA
Museo della Pietra Serena