Dall’oceano preistorico alla formazione delle Alpi

Prima di 250 milioni di anni fa, il continente Pangea presenta un vasto golfo a Est, più o meno alla attuale latitudine dell’Italia. In corrispondenza di questa insenatura, la crosta terrestre comincia a gonfiarsi e a sollevarsi. Questo movimento, causato dalla risalita di calore dalle zone più interne del globo terrestre, si svolge nell’arco di decine di milioni di anni. Se una vasta regione si arcua fino a fratturarsi, si formano una serie di rilievi e di incisioni che favoriscono l’azione erosiva e la formazione di ripidi corsi d’acqua.

Il materiale eroso da rilievi geologicamente giovani della superficie terrestre, trasportato dai fiumi e sedimentato nelle zone pianeggianti, consiste prevalentemente in pezzi di roccia grossolani e poco arrotondati, perché sono strappati dalla superficie e abbandonati in tempi relativamente rapidi.

Attraverso lunghi processi di compattazione e litificazione, dai sedimenti accumulati si formano le rocce. Sulle Alpi sono presenti numerose rocce la cui formazione è attribuita a questa fase geologica (prevalentemente arenarie e conglomerati come, ad esempio, le arenarie di Valgardena e il Verrucano Lombardo). Queste rocce vengono definite di tipo continentale, in quanto i processi di erosione, trasporto e di sedimentazione dei granuli che le compongono si sono verificati sopra una crosta di tipo continentale.

Intorno a 200 milioni di anni fa, tra i due continenti che si allontanano vi è un mare relativamente profondo, con tratti di costa irregolari e aree emerse con isole di discreta ampiezza. Il bordo del continente che si sposta verso Sud (in parte costituito dall’attuale Africa) presenta delle protuberanze, una delle quali coincide probabilmente con la futura penisola italiana.

Intorno a 190 milioni di anni fa, in un’altra parte del globo, un evento simile a quello che aveva diviso in due la Pangea, interessa una zona del continente Gondwana. L’inarcamento crostale e la successiva apertura del nuovo graben produce una inversione nel movimento del pezzo di Gondwana che diventerà l’Africa. Dopo essersi spinto per decine di milioni d’anni verso Sud, questo pezzo di terra comincia una altrettanto lenta marcia di riavvicinamento al continente euro-asiatico.

Il movimento di convergenza diventerà più veloce a partire da 130 milioni di anni fa, quando la nuova frattura si propaga verso Sud e si comincia ad aprire l’Atlantico meridionale.

Intorno a 80 milioni di anni fa, la frattura che aveva originato l’Atlantico meridionale comincia a propagarsi anche verso Nord. Il continente settentrionale viene diviso in due blocchi, il Nord-America e l’Eurasia e fra i due continenti si apre l’Atlantico settentrionale. Questa fase imprime una ulteriore accelerazione al movimento di convergenza fra Africa e Eurasia.

Intorno a 60 milioni di anni fa, i due continenti si ritrovano nuovamente di fronte. E’ possibile che il primo frammento dell’Africa ad entrare in collisione con l’Europa sia rappresentato dalla microzolla Apula (da cui l’attuale penisola italiana) e che da questo scontro nascano i primi rilievi delle Alpi.

Nelle successive decine di milioni di anni la Tetide viene inesorabilmente compressa tra i due continenti. La crosta dei fondi oceanici, anche quella attuale, è costituita da lave e si presenta più sottile e più pesante di quella continentale che è costituita da rocce mediamente meno dense. Queste differenze fisiche favoriscono, durante le fasi di compressione, l’incunearsi della crosta oceanica sotto quella continentale. Il processo (detto di subduzione) procede fino a che tutta la crosta oceanica viene subdotta sotto quella continentale e i due continenti vengono a contatto come trascinati uno contro l’altro.

I sedimenti che si trovano sopra la crosta oceanica vengono in parte “raschiati” durante la subduzione e si accavallano tra i due margini continentali. Anche le scogliere coralline e i depositi presenti sulla piattaforma continentale vengono compattati, ammassati gli uni sugli altri e deformati. Così, mentre struttura e composizione delle rocce testimoniano tutte le fasi di separazione, la loro geometria attuale e le deformazioni recano i segni dei movimenti di convergenza e di contatto tra le due zolle.

Con il ricongiungimento di Africa e Europa del vasto oceano chiamato Tetide rimane solo una traccia che formerà il Mar Mediterraneo. In epoche geologiche meno remote, altri grandi avvenimenti segnano in maniera determinante la morfologia di questo bacino. Il primo avviene tra 20 e 15 milioni di anni fa e ripete in misura minore quanto era successo molti milioni di anni prima: una nuova risalita di calore dal mantello terrestre, forse prodotta dall’attrito della crosta oceanica della Tetide che si immerge sotto quella continentale o innescata dalle fratture formatesi nella zona compressa tra Africa e Europa, provoca l’inarcamento e la rottura della crosta. Questo fenomeno stacca dal continente occidentale il blocco sardo-corso e lo sposta verso la posizione attuale, formando alle sue spalle il bacino balearico. Lo spostamento del blocco sardo-corso termina in corrispondenza dell’irregolare bordo occidentale della zolla africana dove il movimento di compressione ha cominciato a formare gli Appennini.

Intorno a 8 milioni di anni fa si ripete più a Est un fenomeno analogo a quello che aveva formato il bacino balearico. Questa frattura si allargherà lentamente fino a diventare un nuovo mare, il Tirreno, e spingerà la penisola italiana verso Est. La rotazione antioraria della penisola, ancora oggi in atto, provoca un’ulteriore compressione sulla catena degli Appennini che si deforma in due archi. La velocità di apertura del Tirreno non è uniforme da Nord a Sud, in quanto i bordi continentali irregolari controllano il movimento. La maggiore distensione del Tirreno meridionale porta a una accentuata deformazione dell’arco appeninico meridionale e alla progressiva migrazione della Calabria verso Sud-Est.

Tra 7 e 5 milioni di anni or sono, infatti, il bacino marino che ormai assomiglia all’odierno Mediterraneo si trasforma in un basso lago salato, con molte zone prosciugate. Le ragioni dell’improvviso disseccamento sono probabilmente legate a due fenomeni concomitanti: un aumento della temperatura (e conseguente aumento dell’evaporazione) e una interruzione, almeno parziale, della comunicazione con l’Oceano Atlantico, cui è legato in gran parte il ricambio con acqua meno salata. Questa condizione, chiamata “crisi di salinità”, durerà diverse centinaia di migliaia di anni durante i quali si forma una spessa coltre di sedimenti di tipo salino (gesso, anidrite, salgemma). Da questi sedimenti si formeranno rocce chiamate evaporiti.

Intorno a 5 milioni di anni fa il bacino è di nuovo occupato dall’acqua. E’ probabile che il ritorno dell’acqua sia stato rapido e isocrono in tutto il Mediterraneo, dal momento che si osserva un brusco cambiamento nei sedimenti, con depositi di argille immediatamente sopra le evaporiti. Il rapido ritorno alle condizioni iniziali deve essere stato permesso da collegamenti più vasti e più profondi di quello attuale di Gibilterra, in quanto nei sedimenti sopra le evaporiti si trovano microfossili che non sono in grado di sopravvivere sopra i 1000 metri di profondità. E’ probabile che la zona di confine della placca africana sia stata interessata in quell’epoca geologica da un movimento parallelo a quello della placca settentrionale e che questo movimento abbia determinato uno sbocco più ampio verso l’oceano.
Attualmente la salinità del Mediterraneo è crescente verso Est e in senso assoluto. L’aumento di salinità di tutto il bacino appare legata a un diminuito scambio di acque con quelle a bassissima salinità del Mar Nero, a causa delle opere di regimentazione dei grossi fiumi che vi sboccano. Anche il contributo di acque fluviali del Nilo è compromesso dalle opere idrauliche. Rimane lo scambio con l’oceano Atlantico, attraverso lo stretto di Gibilterra, ma nel complesso l’evaporazione non è più compensata da apporti meteorici e fluviali e il bilancio idrico del Mediterraneo è negativo.

La convergenza tra la zolla africana e quella europea non è esaurita. Attualmente la velocità del movimento è misurata in circa 3 cm per anno e tende a chiudere il bacino del Mediterraneo. Gli enormi sforzi che si accumulano nelle zone di contatto tra le due zolle si scaricano periodicamente in violenti terremoti.
Nelle future epoche geologiche i due blocchi continentali appariranno nuovamente fusi in uno solo con isolati laghi salati, residuo del Mare delle Baleari, del Tirreno e dell’Egeo.

Testimonianza dal passato

Alcuni degli organismi marini che allora abitavano questi ambienti sono rimasti intrappolati tra i sedimenti che si accumulavano sul fondale marino. Dopo la loro morte il guscio è rimasta l’unica testimonianza della loro esistenza e ne ha fatto degli strumenti importantissimi per i geologi: i fossili. Le curiose radiolariti rosse che si possono osservare tutt’intorno Champlas Seguin e il monte Cruzeau (Cesana T.se), sono un’altra testimonianza che resta della passata esistenza dell’Oceano ligure-piemontese.
Lo studio di alcune specie fossili contenute nelle rocce calcaree delle Alpi ha permesso di ricostruire la storia geologica ed evolutiva di questo antico Oceano.
Ecco svelato in che modo l’antico e ormai scomparso Oceano ligure-piemontese è stato il punto di partenza per la nascita della catena montuosa più affascinante del mondo: Le Alpi.