UNIVERSITA’ DEGLI STUDI DEL SANNIO

Facoltà di Scienze MM.FF.NN.

Corso di laurea triennale in

“Scienze Geologiche”

A.A. 2010/2011

Esame di

“Geologia Stratigrafica”

“Gruppo del Cilento”

Il Cilento

Il Cilento è una porzione montuosa della Campania che si protende come una

penisola tra i golfi di Salerno e di Policastro, nella zona meridionale della regione,

dichiarato dall'UNESCO Patrimonio dell'Umanità.

Il territorio del Cilento è individuato dai paesi delimitati a est dal Fiume Alento,

insieme con buona parte della provincia costiera ed interna meridionale di Salerno.

Si estende precisamente ad Ovest dell’arco appenninico campano-lucano.

Nel Cilento è possibile distinguere due complessi litologici differenti. Il primo è

costituito da terreni prevalentemente argillosi e calcaro-marnosi, deformati e

metamorfosati, che costituiscono la Formazione delle Crete Nere di età Eocene

medio-Burdigaliano ( Unità Liguridi ). Il secondo da una successione silico-clastica,

comprendente la Formazione di Pollica e di San Mauro ( Flysch del Cilento ), di età

mesozoico-terziaria.

Carta geologica in scala 1:100.000

Il Foglio 198 “Vallo della Lucania”(I.S.P.R.A.) mostra tre differenti serie di terreni:

una serie calcarea (Serie carbonatica), costituita dai sedimenti di piattaforma intra-

oceanica; una serie flyschoide (Serie del flysch del Cilento) con sedimenti torbiditici

di eugeosinclinale; una serie di transizione (Serie del M.Bulgheria) tra la piattaforma

carbonatica e il bacino del flysch.

I depositi del flysch del Cilento sono in sovrapposizione tettonica sia sui terreni di

piattaforma, sia su quelli di transizione.

Formazione di Pollica

Giorno 8 Giugno 2011

Ora 12:06

Località Ogliastro Marina (Comune di Castellabate SA)

-Posizione sulla carta topografica: punto P13

-Flysch del Cilento: Formazione di Pollica

1)Membro inferiore

Giacitura degli strati: 300-28 NS

Siamo di fronte al prodotto di un “flusso torbiditico”, che si è depositato formando

una grossa conoide sottomarina.

Si tratta di arenarie siltiti e argilliti siltose. Le arenarie sono per lo più gradate, a

grana molto fine con scarsa matrice e con cemento prevalentemente siliceo,

organizzate in strati alternativamente medi e sottili, con uno spessore che va da 5 a

10 cm. Troviamo anche arenarie a grana media in strati spessi fino a 50 cm.

E’ possibile osservare un’esigua percentuale di argilla nelle rocce del membro

inferiore, da cui si capisce che ci troviamo nella coda della conoide.

Si tratta della parte basale della Formazione di Pollica, che si presenta notevolmente

tettonizzata, con frequenti pieghe a zig-zag (pieghe kink). Si osserva anche

l’intrusione di minerali, quali ad esempio le miche, che provengono da frammenti

litici di altra natura litologica. La potenza del membro inferiore è di circa 200 m.

Le strutture sedimentarie che troviamo nell’affioramento sono diverse:

-laminazione parallela, che ci dice che gli strati si sono deformati dopo la diagenesi

precoce;

-laminazione piegata, che ci dice che gli stati si sono deformati durante la diagenesi

precoce;

-ci sono evidenti segni di fratturazione che è avvenuta dopo la diagenesi precoce:

Clay chips

Flute casts

- ripple marks, che ci

consentono di dedurre la

direzione della corrente NE;

-flute casts, che ci dicono

che la successione è diritta

e non rovesciata;

-clay chips, cioè “fiocchi di

argilla”: sono fori di sabbia

all’interno dei quali si è

litificata una certa quantità

di argilla.

Giorno 8 Giugno 2011

Ora 14:35

Località Ogliastro Marina (Comune di Castellabate SA)

-Posizione: spiaggia

-Formazione Pollica: Membro inferiore

Troviamo strati intercalati da strati e banchi di arenaria a grana fine, gradati e con

scarsa matrice; sono presenti ciottoli di argilla.

Si osserva la presenza di strutture da carico.

Giacitura degli strati 040 NE 30 SW

Giorno 8 Giugno 2011

Ora 16:00

Località Ogliastro Marina (Comune di Castellabate SA)

-Posizione sulla carta topografica: Tempa Rossa (fronte strada)

-Flysch del Cilento: Formazione di Pollica

2)Membro superiore

Si tratta del membro più alto della Formazione di Pollica. La sua potenza è di circa

600m.

Troviamo arenarie a grana grossa e media con scarsa matrice insieme con ciottoli

di argilla siltosa. Gli strati di base sono più sottili (pochi cm) e regolari, mentre gli

strati superiori sono più doppi e arricciati. I banchi più grossi (150cm) hanno molto

spesso una geometria lenticolare: tali strati si chiudono a lente quando il canale si

riempie durante la deposizione.

Nella zona di Ascea e anche in quella di Monte Sacro il membro superiore della

formazione di Pollica è caratterizzato esclusivamente da conglomerati a matrice

arenacea, ben stratificati e con ciottoli di rocce ignee, metamorfiche e sedimentarie.

La Formazione di Pollica è datata al Cenomaniano-Eocene inferiore.

Sono frequenti fenomeni di frane intraformazionali in corrispondenza di grosse

granulometrie (“slumping”).

Col termine slumping si intende un movimento laterale di sedimenti incoerenti che

accade in corrispondenza di deboli scarpate o strati orizzontali su depositi.

I fenomeni di “slumping” sono avvenuti durante la diagenesi precoce: il fatto che gli

strati sono arricciati è una testimonianza di questo evento.

Posizione sulla carta topografica

Ci spostiamo dalla parte prossimale a quella distale della conoide : il membro di

base della Formazione di Pollica , più fine, si è depositato nella zona più distante

dall’area di origine della torbida; mentre il membro superiore si è depositato nella

parte più vicina a dove ha avuto inizio la torbida.

Formazione delle Crete Nere

Giorno 08 Giugno 2011

Ora 18:00

Località Ascea marina (SA)

-Posizione: spiaggia

-Formazione Crete Nere

Nell’affioramento si riscontra la presenza di argilloscisti neri abbastanza doppi, a

cui si alternano livelletti calcaro-marnosi caratterizzati da una grana fine, con uno

spessore di 5-10cm e di colore grigiastro.

Le rocce si presentano molto deformate e metamorfosate: si osservano infatti

numerose micropieghe e fratture di vario genere. La mancanza di apporti grossolani

fa supporre che queste rocce si siano depositate in un ambiente di bacino

profondo. La Formazione delle Crete Nere è di età Eocene e precede dunque , nella

sequenza cronostratigrafica, il Flysch del Cilento (Miocene) da cui si separa tramite

“unconformity”.

Posizione sulla carta topografica: Torre del Telegrafo

Formazione di San Mauro

Giorno 09 Giugno 2011

Ora 10:50

Località Tempa Rosalia (Comune di Novi Velia SA)

-Posizione sulla carta topografica: quota 1650m s.l.m.

-Flysch del Cilento: Formazione di San Mauro

La Formazione di San Mauro, come quella di Pollica, è costituita da due differenti

membri: un membro inferiore costituito da una successione arenaceo-marnosa; un

membro superiore costituito da una successione arenaceo-conglomeratica.

Si tratta di un deposito torbiditico.

Abbiamo osservato per primo il membro inferiore contraddistinto dall’alternanza di

marne e marne siltose con arenarie, siltiti e siltiti argillose organizzate in strati e

banchi. Sui livelli marnosi di potenza di 50m si rinvengono conglomerati a matrice

arenaceo-siltosa non stratificati, calcilutiti silicifere, diaspri neri e marne rossastre.

Si rinviene la presenza di selce, indicativa del fatto che si tratta di un deposito che

si è sedimentato in un ambiente di mare profondo. Per ragioni tettoniche il membro

si è poi sollevato.

Si riscontra la presenza di cosiddetti “olistostromi”, cioè megastrati: frane

sottomarine hanno messo in posto strati di arenarie molto sottili e strati di arenarie

più grossolane, che sono del tutto estranei al bacino di sedimentazione del Flysch

del Cilento e che si sono mescolati con gli strati sottostanti, formando megastrati.

Gli olistostromi sono rappresentati da successioni stratificate di calcilutiti con selce

nera, diaspri varicolori, marne e argille rosso-verdi.

E’ possibile osservare nei campioni di rocce laminazioni diverse a seconda dei

processi che si sono verificati:

-le laminazioni parallele indicano che le rocce sono state deformate quando la

diagenesi era ormai conclusa;

-le lamine piegate indicano che le deformazioni sono cominciate quando gli strati si

stavano formando.

Strati arenaceo-marnosi, marne e marne siltose di colore grigiastro della

Formazione di San Mauro.

La Formazione di San Mauro precede nella successione crono-stratigrafica la

Formazione di Monte Sacro più giovane. Le due unità sono separate da una

superficie di discontinuità (Unconformity).

All’interno dei calcari marnosi si sono rinvenuti frammenti di orbulina che fanno

presupporre che ci sia stato un lasso di tempo in cui la sedimentazione e la

diagenesi abbiano avuto un momento di stasi (Serravalliano).

La Formazione di San Mauro è attribuita al Eocene-Miocene inferiore.

Formazione di Monte Sacro

Giorno 09 Giugno 2011

Ora 14:35

Località Monte Sacro o Gelbison (Comune di Novi Velia SA)

-Posizione sulla carta topografica: quota 1706m s.l.m.

-Formazione di Monte Sacro

Si tratta di un deposito torbiditico messo in posto da un “debris flow”.

E’ costituito quasi esclusivamente da materiale arenaceo e conglomeratico.

Troviamo alternanza tra strati spessi e sottili: gli strati sottili sono in prevalenza

composti da arenarie a grana media e fine; gli strati più spessi, che diventano verso

l’alto veri e propri banchi, sono composti per lo più da conglomerati. I clasti di

media e grande dimensione, sono più o meno arrotondati e sono immersi sempre in

una matrice sabbiosa. Si tratta di clasti con diversa natura litologica: rocce ignee,

metamorfiche e sedimentarie.

Questa formazione è situata nella parte più alta del Flysch del Cilento e risale al

Miocene superiore (post Tortoniano-Messiniano). Essa è stata messa in posto da

flussi di alta densità e viscosità come i debris flow in un flusso detritico laminare e

parallelo.

I depositi di arenarie e marne coincidono con la fase prossimale della conoide

sottomarina; mentre i terreni conglomeratici corrispondono alla fase distale, più

vicino all’origine della conoide.

Carta topografica: Monte Gelbison (quota 1706m s.l.m.)

La presenza d brecce testimonia fenomeni di crioclastismo risalenti a circa 2 milioni

di anni fa circa nel Quaternario, quando si sono verificati gli ultimi episodi di

glaciazione.

Durante il “Wurm”, nel Quaternario, si è verificato l’ultimo evento di regressione del

livello del mare ( 20.000 anni fa ): il livello del mare era 100m più basso di quello

attuale. Questo spiega la presenza di valli che sono più profonde del livello del mare

attuale.

Durante il Tirreniano il livello del

mare era più alto di 6-8m

rispetto al livello del mare

attuale. Infatti si può osservare

una superficie di abrasione

antica nel profilo del terrazzo

marino.

Genesi del Cilento

Il Gruppo del Cilento è parte integrante dell’ Appennino meridionale formatosi

nell’ambiente geodinamico di subduzione che ha interessato l’orogenesi

appenninica nel Mio-Pleistocene. Essa va inserita nel più grande contesto

dell’orogenesi alpino-himalayana, cominciata nell’Eocene, quando la zolla africana è

entrata in collisione con quella europea in seguito al progressivo aprirsi

dell’Oceano Atlantico meridionale ( Giurassico ) e alla conseguente chiusura del

bacino ligure-piemontese ( fine Cretaceo), parte di antica Tetide che fino ad allora

aveva separato l’Africa dall’Europa.

La migrazione della zolla africana verso quella eurasiatica è iniziata nel Cretaceo e

perdura tuttora. Lungo la fascia di collisione si sono formate due importanti catene:

quella alpina formatasi nel Paleogene, e quella Appenninica, formatasi, invece, nel

Miocene.

L’Appennino meridionale è una catena montuosa a falde di ricoprimento,

che quando è nata si trovava sul prolungamento delle Alpi che collegava l’Italia alla

Spagna meridionale. Durante il Miocene la catena appenninica, compiendo una

rotazione verso Est ha strappato un tratto della penisola iberica, chiamato

complesso sardo-corso, dal quale si è poi separata. La frattura tra i due blocchi ha

consentito l’apertura del Mar Tirreno.

In seguito al progressivo ed articolato sprofondamento della microzolla Adria al di

sotto della catena alpina ed appenninica, si è aperto un nuovo margine di

subduzione. In questo contesto il gruppo del Cilento si è già deposto.

Il Gruppo del Cilento è un corpo geologico silico-clastico, articolato in due differenti

unità strutturali: “Unità Liguridi”, formate da rocce argillose e calacaro-marnose di

età Eocene medio-Burdigaliana; “Flysch del Cilento”, successione silico-clastica di

età Mesozoico-Terziario.

Si tratta di un complesso nato dalla diagenesi di frammenti di rocce che in origine

affioravano in aree continentali, che sono state col tempo degradate ed erose. I

frammenti che ne sono derivati sono stati poi trasportati fino alla costa ( base delle

scarpate ) da agenti morfogenetici, quali fiumi, vento, ghiacciai.

I frammenti di cui si riscontra la presenza sono molto eterogenei dal punto di vista

della litologia: si tratta di rocce ignee, metamorfiche, sedimentarie. Ad esempio si

riscontra la presenza di frammenti di graniti: i graniti che compongono l’80% della

crosta continentale a grandi profondità, sono stati sottoposti a sollevamento

tettonico durante l’ orogenesi appenninica.

Gli eventi che hanno generato l’assetto geologico-strutturale della Campania sono

strettamente connessi agli eventi che hanno generato il quadro strutturale della

penisola italiana.

Le principali strutture geologiche della penisola italiana sono rappresentate da

quattro elementi strutturali:

1.Area tirrenica, caratterizzata da crosta continentale assottigliata e, in alcune zone

(Tirreno meridionale), da crosta oceanica, formatasi a partire dal Tortoniano

superiore-Messiniano inferiore in seguito a processi di rifting avvenuti all’interno di

una catena preesistente;

2.Catena appenninica, costituita da coltri di ricoprimento, a convergenza adriatica, e

dai depositi di riempimento di bacini che si impostavano sulle coltri di ricoprimento

in avanzamento;

3.Avanfossa appenninica, costituita da sedimenti plio-quaternari in parte sepolti

sotto falde appenniniche;

4.Avampaese, costituito da una potente successione carbonatica mesozoica,

impostata su crosta continentale, in graduale approfondimento verso SW al di sotto

delle coltri appenniniche.

Parco geoarcheologico di Elea-Velia

Elea, denominata in epoca romana Velia, è un'antica città della Magna Grecia. L'area

archeologica è attualmente localizzata nel comune di Ascea in provincia di Salerno,

all'interno del Parco nazionale del Cilento e Vallo di Diano.

La città antica dista dal mare non più di 100m (oggi la linea di costa è di circa 750m);

il promontorio dell’acropoli è una penisola protesa sul mare per circa 400-500m ;

l’Alento ed il Palistro sfociano a mare con due foci differenti. Questa morfologia

costiera tra il V-IV secolo a.C., subisce modificazioni radicali a causa di una

successione di eventi climatici che determinano un accumulo di sabbie marine

grossolane e depositi di sedimenti alluvionali, provenienti dalla conoide alluvionale

del Frittolo, provocando l’allontanamento dalla linea di costa e l’innalzamento del

piano campagna di circa 3-4m. Alla fine del V secolo d.C. la piana di Velia è

interessata da nuove alluvioni che in circa 200 anni portano ad un innalzamento

ulteriore del piano campagna di altri 4-6m ed un corrispondente allontanamento

dalla linea di costa.

Gradazione del piano

campagna, che porta ad una

regressione del mare di

decine di metri, concentrata

dal VI secolo a.C. al IV secolo

d.C.

Terreni: conglomerati di

Centola, sabbie sciolte,

successione di Ascea.

Una volta varcata la porta, la

strada sulla quale camminiamo è

risalente al III secolo a.C.

Eseguendo gli scavi, la città

arcaica del VI-V secolo si trova

interrata di 4metri, costituiti da

depositi alluvionali e

paleosismiti.

Dal IV al III secolo a.C. vi sono

ulteriori 4m di depositi.

Ricostruzione dell’antico piano campagna

L’eruzione del Vesuvio del 79 d.C. è l’evento

geologico principale verificatosi in epoca

storica. L’eruzione, che ha profondamente

modificato la morfologia del vulcano e dei

territori circostanti, ha provocato la

distruzione delle città di Ercolano e Pompei,

le cui rovine, rimaste sepolte sotto strati di

pomici, sono state riportate alla luce a

partire dal XIX secolo sotto la dinastia dei

Borbone durante il regno delle due Sicilie.

L’eruzione del 79 d.C. ricoprì tutta l’antica

città di Velia, proprio come accadde ai

territori circostanti il Vesuvio. Prodotti vulcanici dell’eruzione del Vesuvio del

79 d.C. (Eruzione di Pompei), che in tutta

l’area archeologica costituiscono un preciso

marker crono-stratigrafico, situato

precisamente nell’antistante area della

necropoli romana.