01/04/2025
Cause della deriva est del Blocco Sardo-Corso
Nell’Epoca del Pleistocene il Blocco comprendente le isole di Sardegna e Corsica si è staccato dalla costa della Provenza, Placca Europea, con una rotazione verso EST, quindi in senso antiorario, con punto di rotazione nel centro del Golfo di Genova. Intanto le Isole Baleari, che facevano parte di quello stacco si sono adagiate a metà del Mediterraneo tra la costa sp****la e il Magreb.
In seguito alla collisione tra Africa ed Europa, nell’area mediterranea sono mutati gli equilibri del sistema litosfera-astenosfera e si sono innescati nuovi processi che portarono l’area italiana all’attuale assetto. Nel settore geologico algero-provenzale, un processo di rotazione di blocchi litosferici (sfenocasma ligure) ha portato alla formazione di nuova crosta oceanica e alla rotazione di ca. 35º in senso antiorario del blocco sardo-corso che è così passato da una posizione di continuità con l’area europeo-provenzale all’attuale posizione d’isolamento all’interno dell’area mediterranea.
Tale posizione fu raggiunta nel Miocene inferiore (20 milioni di anni fa circa) e da allora risulta stazionaria. Contemporaneamente all’azione dello sfenocasma ligure venne attivato, in fase post-collisionale, un nuovo processo di subduzione a est del blocco sardo-corso, con l’associata formazione di un arco vulcanico (vulcanismo calcalcalino sardo).
Circa 100 milioni d’anni fa, l’apertura dell’Oceano Atlantico settentrionale, poneva fine all’espansione della Tetide, innescando la compressione del continente africano verso quello euroasiatico e determinando così la subduzione della crosta oceanica interposta.
La subduzione, durata fino all’Eocene superiore (35-30 Ma), ha portato alla formazione di un arco magmatico tra l’Oligocene ed il Miocene i cui prodotti affiorano oggi in Provenza, in Corsica ed in Sardegna, unite in quel periodo all’attuale territorio francese.
Con l’Oligocene in Appennino settentrionale inizia la formazione della catena, preceduta dall’identificazione dell’avanfossa. La storia sedimentaria é da questo momento legata ad una lunga fase deformativa che interessa tutto l’appennino ed è correlata in ampia misura con la rotazione del blocco sardo-corso prima, e della sola pen*sola, poi.
Contemporaneamente, in questa lunga fase deformativa, veniva prodotta la massima spinta per il sollevamento della catena alpina, con la messa in posto dei corpi plutonici principali. Il procedere della subduzione del Bacino Ligure Piemontese ha portato, a partire dall’Oligocene inferiore (30 Ma), all’apertura del Bacino delle Baleari, interpretabile come un back-arc basin, ubicato alle spalle dell’arco magmatico impostato nel sistema sardo corso provenzale.
L’apertura di tale bacino ha segnato l’inizio dello “sfenocasma sardo-corso“, che con rotazione antioraria incentrata nel golfo di Genova, ha portato la microplacca nell’attuale posizione in un intervallo di circa 10-12 Ma.
Il resto è storia geologicamente “recente”: circa 30 Ma una nuova risalita di calore dal mantello terrestre, forse prodotta dall’attrito della crosta oceanica della Tetide che s’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 inizia a spostarlo in rotazione sud-est 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 ad 8 milioni di anni fa cominciò ad aprirsi il bacino tirrenico alle spalle dell’Appennino e dell’Arco Calabro che nel corso della loro formazione avanzarono progressivamente verso l’attuale Valpadana e verso gli attuali mari Adriatico e Ionio.
Questa rotazione ha portato alla compressione e sollevamento delle Alpi Apuane circa 18 Ma (Carmignani et al., 1978). Le unità Liguridi affioranti nei flysh della catena appenninica toscana altro non sono altro se non lembi del fondale della vecchia placca adriatica, impilati dalla tettonica compressiva in quel settore.
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.
Fonte: Vialattea.net
FANUCCI F., MORELLI D. – Caratteri e cronologia della deriva del blocco sardo-corso.
FINETTI I, DEL BEN A, DIVIACCO P. & PIPAN M. – Il CROP dal Mare Balearico all’Arcipelago Toscano attravero il Blocco Sardo-Corso.
Escursioni guidate a piedi, con le ciaspole e in bicicletta principalmente nel territorio delle prov
