Geo-Basilicata - GEOSINIS

• Geosito delle Dolomiti Lucane
  

a) Unità Liguridi, le quali rappresentano un ‘prisma di accrezione’ oligo-miocenico formato, dal basso verso l’alto, da ofioliti, argilliti nerastre con intercalazioni quarzifere ed infine da spesse torbiditi calcaree;

b) Unità della Piattaforma appenninica, costituite da dolomie, calcari, calcareniti e sedimenti clastici fliscioidi;

c) Unità lagonegresi, formate da una porzione inferiore calcareo-silico-marnosa separata tettonicamente da quella superiore argillosa-calcarenitico-arenacea;

d) Unità dei Flysch miocenici, rappresentate da depositi silicoclastici depositatisi in bacini satelliti (piggy-back, trust-top) sul fronte dell’orogene;

e) Unità dell’Avanfossa bradanica, costituite da sedimenti clastici plio-pleistocenici;

f) Unità della Piattaforma apula, costituite da carbonati meso-cenozoici.

Durante i processi di formazione e di accavallamento di un cuneo orogenico, nel settore esterno si forma una estesa zona di sedimentazione che rappresenta il Bacino di Foreland. Attualmente, il settore assiale dell’Appennino lucano è caratterizzato dalla presenza di flysch di età miocenica costituiti da depositi silicoclastici depositatisi all’interno di bacini satelliti (piggy-back) sviluppatisi sul fronte dell’orogene (depozona di wedge-top). Uno di questi depositi è rappresentato proprio dal Flysch di Gorgoglione (Langhiano-Tortoniano) che rappresenta il riempimento sedimentario di un piccolo bacino orientato parallelamente rispetto al fronte dei thrust appenninici e conosciuto con il nome di Bacino Irpino (Cocco et al., 1972; Pescatore, 1978).

Il sistema di bacini di foreland può essere diviso in 4 depozone, il wedge-top, l’avanfossa (foredeep),

il rialzo periferico (forebulge) e il back-bulge (DeCelles & Giles, 1996)

Le Dolomiti Lucane sono montagne la cui nascita risale al periodo del Miocene medio circa 15 milioni di anni fa durante il quale si formarono in fondo al mare le arenarie che costituiscono le rocce del flysch miocenico. Il gruppo di montagne più elevato è quello della Costa di S. Martino chiamato Piccole Dolomiti in quanto ricorda le caratteristiche delle famose Pule Trentine. Altrettanto importanti sono i picchi delle Murge di Castelmezzano e le guglie di Monte Carrozze.

Si sviluppano tra il Flysch di Gorgoglione FG (poggiante in discordanza angolare sulla formazione delle Argille Varicolori AV) ed il Flysch Numidico FN.

Le facies sedimentarie riconoscibili all’interno della successione del Flysch di Gorgoglione registrano dei processi deposizionali che sono avvenuti in un bacino profondo ed a causa dell’accumulo di grossi volumi di sedimento provenienti dallo smantellamento subaereo dei terreni che costituivano l’orogene in sollevamento a monte del bacino stesso. I processi deposizionali sono di natura torbiditica, prodotti cioè da correnti di torbida di variabile densità, ma capaci di trasportare sedimenti da molto grossolani a fini. Per questo motivo, l’associazione di facies che è possibile riconoscere in affioramento abbraccia un considerevole range di variabilità.

In sintesi, le facies sedimentarie possono essere riassunte in quattro associazioni principali:

1) Facies Conglomeratica: strati conglomeratici poligenici, da disorganizzati a parzialmente gradati, di spessore variabile; in affioramento si presentano in lenti di lunghezza di qualche centinaio di metri.

2) Facies Arenacea (raramente arenaceo-conglomeratica): strati e megastrati amalgamati massivi, privi di strutture sedimentarie e caratterizzati da superfici basali con un forte carattere erosivo

(mud clasts presenti alla base).

3) Facies Arenaceo-Pelitica: alternanza ritmica di strati arenacei, gradati, ricchi di strutture sedimentarie (ripples, climbing ripples, laminazione piano-parallela e convoluta), e orizzonti siltosi laminati.

4) Facies Pelitico-Arenacea: successione di orizzonti siltosi, di colore grigiastro, saltuariamente alternati a strati arenacei sottili e gradati (simili a quelli presenti nella precedente facies).

Informazioni scientifiche tratte dall'articolo: ESCURSIONE IN LOCALITA’ PIETRAPERTOSA - CASTELMEZZANO A cura di Sergio Longhitano, Domenico Chiarella e Marcello Tropeano.

• Il Geosito del Complesso vulcanico del Vulture
  

 

• Il Geosito di Campomaggiore vecchio
  

    

• Il Geosito di Sasso di Castalda
  

Il complesso di rocce stratificate su cui poggia l’abitato di Sasso di Castalda costituisce il riempimento di un antico bacino denominato Bacino di Lagonegro. La sua storia inizia con la separazione dei continenti che prima erano uniti a formare il supercontinente Pangea e termina con la collisione tra Africa ed Europa, avvenuta a partire dall’Oligocene (Gueguen et alii, 1998; Menardi Noguera & Rea, 2000).

Alla base della successione del Bacino di Lagonegro si colloca la Formazione di Monte Facito, datata al Triassico inferiore (250 -230 milioni di anni fa). Essa è costituita da un insieme di rocce differenti, che comprendono calcari, arenarie, siltiti, formatesi in ambiente neritico seguite da rocce di ambiente di mare più profondo rappresentate essenzialmente da diaspri ed argilliti. Nella Formazione di Monte Facito sono stati osservati i fossili più antichi dell’Appennino meridionale: si tratta di foraminiferi del genere Fusulina, di età permiana, che si rinvengono risedimentati all’interno della porzione inferiore della formazione. Segue la Formazione dei Calcari con Selce costituita da strati di calcari a grana fine, raramente a grana grossa, contenenti liste e noduli di selce. La Formazione dei Calcari con Selce testimonia un ulteriore approfondimento del livello del mare che si registra nel Bacino di Lagonegro durante il periodo di tempo compreso tra il Carnico ed il Retico (circa 230 milioni di anni fa). Durante il Giurassico (da 205 a 140 milioni di anni fa) il Bacino di Lagonegro raggiunge la sua massima profondità, stimata attorno a 3000 m (Argnani, 2005).

Si depongono quindi strati a composizione silicea (radiolariti e diaspri), caratterizzati da intense colorazioni gialle, rosse e verdi. Essi derivano prevalentemente dalla sedimentazione di microscopici gusci di radiolari e costituiscono la Formazione degli Scisti Silicei. La deposizione di rocce a composizione silicea testimonia un ambiente di sedimentazione di mare profondo al di sotto della superficie di compensazione dei carbonati. Al top della successione di Sasso di Castalda si rinviene la Formazione dei Galestri che è costituita da un’alternanza di strati di marne gialle silicizzate e di livelli di argilliti fogliettate brune. Tali rocce rappresentano la sedimentazione di argille e carbonati in condizione di mare profondo avvenuta durante il Cretacico inferiore (circa 130 milioni di anni fa). A partire dal Miocene i terreni descritti sono stati coinvolti nell’orogenesi appenninica e la deformazione che ne è conseguita è attualmente ben osservabile nel centro storico di Sasso di Castalda. Al termine dell’orogenesi l’attivazione di numerose faglie estensionali e trascorrenti ha consentito l’esumazione delle vecchie strutture compressive affioranti in modo spettacolare lungo il fosso della Manca.

  

Per valorizzare ulteriormente il patrimonio geologico di Sasso di Castalda dal punto di vista turistico è stato realizzato un itinerario geologico corrdeato da un pregevole servizio di informazione itinerante lungo i vicoli del Paese e come attrazione principale il macroattrattore  "Il Ponte alla Luna". (da Palladino et al, 2011).

• Il Geosito di Brienza
  

Tra i vari aspetti paesaggistici i più spettacolari sono proprio quelli geomorfologici: una forra torrentizia, una dolina o una grotta, hanno sempre costituito elementi di interesse e di richiamo. Questi aspetti possono rappresentare un ottimo veicolo per attirare lʼattenzione sulla conoscenza geologica-ambientale di un territorio sia a scopo didattico-scientifico che geoturistico.

Sulla base delle considerazioni fatte si ritiene che lʼarea individuata nei pressi dellʼantico borgo medioevale di Brienza sia un ottimo laboratorio naturale per chi si interessa di ambiente ed in particolare di geologia. Di seguito verranno descritti i due principali motivi di interesse del sito.

• Le marmitte dei giganti, sono il prodotto dellʼintensa azione modellante di un corso dʼacqua su un fondo roccioso. Il vorticoso movimento dei ciottoli, trasportati dalle piene, esercita unʼazione meccanica abrasiva che incide progressivamente il substrato lapideo formando cavità di forma cilindrica ed emisferica.

• Il sovrascorrimento della Piattaforma Appenninica. Il piano di sovrascorrimento, con vergenza E-NE, che sovrappone i termini carbonatici della Piattaforma Appenninica sui termini più recenti di pertinenza lagonegrese, è perfettamente esposto nei pressi della confluenza dei torrenti Pergola e Fiumicello. Questo si presenta con una superficie articolata dove al letto sono visibili strutture deformative proprie delle zone di taglio (tettoniti S-C e boudinage), mentre a tetto si può osservare la deformazione nei carbonati che si presentano molto fratturati e a luoghi tanto cataclasati da assumere un aspetto farinoso. Il contatto di sovrascorrimento viene dissecato ripetutamente da numerose faglie, che presentano superfici ondulate, una direzione prevalentemente appenninica e producono una morfologia a gradini digradanti verso E-NE. La cinematica, indicata dalle fibre di calcite sintettonica presenti sui piani di faglia, è di tipo transtensivo sinistro. Le faglie provocano il basculamento del piano di sovrascorrimento che assume una geometria molto articolata, differente rispetto a quella originaria legata alle fasi tettoniche compressive mioceniche.

 

• Il Geosito del Massiccio del Monte Sirino
  

L’ossatura del massiccio è costituita da alcuni termini dell’Unità di Lagonegro (Trias-Superiore- Cretaceo Inferiore), che, dal più antico al più recente, sono:

- Calcari con Selce (Trias superiore): calcilutiti grigie a luoghi marnose e calcareniti con liste e noduli di selce e subordinatamente marne silicifere e argilliti grigie. Gli strati, ben distinti, hanno spessore variabile da qualche decimetro ad un metro circa;

- Scisti Silicei (Trias superiore-Giura Inferiore): alternanze di marne più o meno silicifere, di radiolariti e di argilliti, spesso fortemente fratturate;

- Flysch Galestrino (Giura superiore-Cretaceo inferiore): alternanze di argilliti, di marne e di calcilutiti, fittamente stratificate e scagliettate, con strati aventi spessore variabile tra qualche centimetro e 40 cm circa.

I passaggi da un termine all’altro avvengono generalmente per contatto stratigrafico. Dal punto di vista strutturale il Monte Sirino rappresenterebbe il nucleo di una anticlinale con asse orientato all’incirca N-S e complicata da una serie di pieghe secondarie, dislocate da faglie dirette. Il nucleo è rappresentato nelle porzioni più elevate del massiccio da terreni più antichi (calcari con selce), su cui poggiano, a quote intermedie, gli Scisti Silicei. Tutt’intorno al nucleo affiora il Flysch Galestrino.

A sud l’anticlinale complessa del M. Sirino è in contatto tettonico con il termine di base dell’Unità di Lagonegro (Formazione di Monte Facito), costituita da un’alternanza di argilliti, marne ed arenarie.

Quest’ultima, a SE del Monte Sirino, è sormontata tettonicamente da due Unità di piattaforma (M. Foraporta e Maddalena). Inoltre, il contatto tettonico tra le Unità Lagonegresi costituenti l’anticlinale del M. Sirino e la Formazione di Monte Facito è in buona parte ricoperto da una falda di ricoprimento tettonico comprendente terreni della Formazione delle Crete Nere, di provenienza occidentale (Bacino Liguride).

Il ponte che attraversa il vallone della Serra, appena a sud dell’abitato di Lagonegro, è stato costruito nel 1915 e ricade lungo la tratta “Castrovillari-Lagonegro”. Il viadotto, lungo circa 200m e alto circa 60m, è a struttura mista, costituita cioè da pile in muratura portante ed archi parabolici in calcestruzzo cementizio armato.

Per la costruzione dell’opera furono impegnate imprese altamente specializzate. In particolare, per la realizzazione degli archi fu chiamata una ditta francese, che in quel periodo era tra le poche specializzate nel settore (Luccioni, 1988). La tratta ferroviaria entrò in esercizio il 28.10.1929, ma l’inarcamento progressivo di 6 archi del ponte impose la sospensione dell’esercizio ferroviario a partire dal 01.03.1952. Il blocco calcareo del membro organogeno della Formazione di Monte Facito, a cui è assicurato il ponte a nord, è soggetto ad un movimento gravitativo profondo che si esplica lungo una superficie di scorrimento listrica tra il membro organogeno ed il sottostante membro terrigeno della stessa formazione (Hutchinson, 1988).

La dinamica del movimento gravitativo, che determina prima uno scivolamento traslazionale e successivamente rotazionale, è stata registrata dalla deformazione della struttura del ponte.

• Il Geosito di Maratea
  

 

L'area caratterizzata da un assetto strutturale notevolmente complesso, frutto delle diverse fasi tettoniche che hanno coinvolto le unità presenti in essa.

L'elemento strutturale piu importante dell'area, che potrebbe aver condizionato fortemente tutti gli assetti, le geometrie dei corpi rocciosi e quindi gli acquiferi, è costituito dalla Linea del Pollino.

Secondo Ghisetti et al., tale lineazione tettonica corrisponde ad una zona di taglio profonda, con meccanismi inversi, continua dalle aree tirreniche a quelle ioniche; l'attività di tale zona di taglio sarebbe perdurata almeno a partire dal Miocene inferiore fino a1 Pleistocene medio- superiore. Tale lineazione, sempre secondo i suddetti autori, avrebbe avuto un'attivitii antica (Miocene inf.- Tortoniano) con vulcanismo limburgitico associato e rilevanti componenti di trascorrenza sinistra, tali da determinare l'attuale distribuzione delle unità tettoniche.

Un'attività piu recente, durata almeno fino a tutto il Pleistocene, sarebbe stata caratterizzata da trascorrenze destre con componenti di movimento inverse e normali.

L'accavallamento dcll'Unità Bulgheria-Verbicaro sull'Unità Liguride sarebbe quindi dovuto ad una fase traslativa tardiva. Tale accavallamento non coinvolge in toto I'Unità Bulgheria-Verbicaro, giacché in numerosi punti (Capo Iannizzo, Porto di Maratea) essa si trova direttamente in sovrascorrimento sull'Unità Alburno-Cervati. Nell'area, non di rado, si individuano delle faglie antiche tranciate e interrotte da lineazioni piu recenti. Le direttrici più antiche, disposte di norma in direzione N-S ed E-W, risultano di frequente interrotte dalle direttrici appenniniche e da lineazioni vicarianti la già piu volte citata trascorrente del Pollino. E' il caso della faglia diretta, a direzione N-S immergente verso ovest con una inclinazione di circa 70°, che borda il versante del M. Crivo affacciantesi sulla valle di Maratea. Essa, infatti, non risulta essere continua in profondità, venendo alla base del versante tranciata dal fronte di sovrascorrimento dell'Unità Bulgheria-Verbicaro sull'Unità Liguride.

Le lineazioni NE-SW che bordano i rilievi del M. Coccovello e del M. La Serra corrispondono a delle faglie dirette, immergenti verso NW, e che ribassano, verso NW, i livelli dell'Unità-Cervati ponendo in coritatto quelli giurassici con quelli cretacei (Passo Colla). L'Unità Alburno-Cervati risulta disposta secondo delle monoclinali immergenti verso NE, le quali tendono al rovesciamento (M. Coccovello). L'Unità Bulgheria-Verbicaro risulta disposta secondo una serie di monoclinali a direzione prevalentemente WNW-ESE, immergenti verso NE, mediamente di 40"; a nord della congiungente Maratea-Brefaro-Piano dei Peri, la direzione delle monoclinali subisce una rotazione, in senso antiorario, risultando diretta in senso E-W ed imrnergente verso Nord.

La lineazione Mararea-Piano dei Peri rappresenta un altro degli elementi tettonici dell'area particolarmente importanti. Tale lineazione corrisponde ad una faglia diretta a direzione E-W, immergente verso Sud; essa definisce due aree in assetto profondamente diverso fra loro.

Gran parte del territorio investigato mostra evidenti segni di una complessa evoluzione geomorfologica; questa, quantunque si sia innescata in tempi remoti, non sembra essersi ancora del tutto esaurita. I fenomeni di siffatta evoluzione sono di due tipi, sostanzialmente diversi tra loro: rotture e Deformazioni Gravitative Profonde di Versante (D.G.P.V.) e movimenti franosi propriamente detti. Le D.G.P.V. si estrinsecano mediante "insaccamenti" (sackung). Un vistoso sackung è presente in quella porzione di versante del Monte Crivo situata immediatamente a ridosso dell'impianto urbano. Secondo i dati forniti da Guerricchio et Al., sembra che detto imponente fenorneno gravitativo profondo non si sia ancora del tutto esaurito. I1 movirnento degli ammassi carbonatici coinvolti nei fenomeno di sackung, permesso dal comportamento plastic0 della sottostante Unità Liguride, a litologia essenzialmente argilloso-marnosa, e di certo non ostacolato dalla ricca circolazione idrica sotterranea, inevitabilmente provoca movimenti reiterati e rotture nelle falde detritiche ad essi sovrapposte, sulle quali è poggiato l'abitato antico di Maratea.

Il complesso lagonegrese comprende unità stratigrafico-strutturali prodotte dalla deformazione di successioni meso-cenozoiche prevalentemente in facies di bacino, riferibili ad un originario “Dominio Lagonegrese”, interposto tra la piattaforma interna ed esterna (Scandone, 1972). Nell’area in esame, affiorano le successioni tipicamente bacinali (Unità Lagonegrese I di Scandone, 1967), con spessori complessivi di circa 1000 metri. Inoltre, sono state riconosciute, nell’area in esame, lembi di successioni lagonegresi in raddoppio tettonico. I depositi di riempimento del Bacino di Lagonegro sono costituiti da diverse unità litostratigrafiche che, a partire dal basso, possono essere così sintetizzate:

• Formazione di Monte Facito: successione costituita da argilliti silicifere rossastre a giacitura caotica, diaspri policromi, arenarie di colore ocra. A vari orizzonti stratigrafici si intercalano olistoliti calcarei in facies recifale, anche di notevoli dimensioni (TRIASSICO MEDIO); questa formazione affiora esternamente all’area in esame.
• Formazione dei Calcari con selce (Unità di San Nicola): successione continua di calcilutiti grigie, con selce bianca e nera in liste e noduli, in strati dello spessore variabile. La parte sommitale della Formazione è caratterizzata da un’alternanza di calcilutiti grigie e marne, argilliti rossastre e radiolariti rossastre. Pochi metri al di sotto del passaggio con la sovrastante Formazione degli Scisti silicei, è presente un livello costituito da argilliti rossastre fogliettate. Spessore massimo 600 metri (TRIASSICO SUP.).
• Formazione degli Scisti silicei (Unità di San Nicola): successione continua di radiolariti policrome in livelli di circa 15-20 cm di spessore. Nella parte alta della successione, alle radiolariti sono intercalati livelli di calcari grigi fortemente silicizzati. Spessore 70-80 metri circa (GIURASSICO).
• Formazione dei Galestri: alternanza di argilliti foliettate grigio-brunastre e calcilutiti silicifere manganesifere di colore grigio. A luoghi, si rinvengono intercalazioni di livelli marnosi grigiastri. Spessore massimo 500 metri circa (CRETACEO).
• Formazione del Flysch Rosso: marne rossastre e subordinatamente verdastre e grigie, alternate ad argilliti silicifere, calcilutiti grigie, calcareniti e calcilutiti in strati di spessore medio intorno a 20-30 cm (OLIGOCENE-CRETACEO).
• Unità di Piattaforma carbonatica

  Il Complesso panormide (Piattaforma Campano-Lucana di D’Argenio et alii, 1973) è costituito da termini triassico-cretacei in facies di piattaforma carbonatica (cd. Unità Alburno-Cervati e Unità dei Monti della Maddalena). Nell’area in esame (zona più orientale di affioramento), si assiste ad una progressiva elisione dei termini basali (Trias sup. – Lias) della successione, con conseguente appoggio, sui litotipi lagonegresi, dei livelli giurassici e cretacei. L’intera successione può raggiungere i 900-1000 metri di spessore (aree occidentali del fianco destro della Val d’Agri), mentre si rilevano spessori inferiori nelle aree orientali (500-600 metri). Le unità litostratigrafiche affioranti nell’area in esame, a partire dal basso, possono essere così sintetizzate:
• Calcari di colore grigio-scuro e calcari biancastri, in strati dello spessore variabile (GIURASSICO);
• Calcari di colore grigio-scuro e calcari biancastri in strati dello spessore variabile. In prossimità del contatto tettonico con le sottostanti Unità lagonegresi, si ritrovano wackestones notevolmente dolo mitizzati (CRETACEO INFERIORE);
• Calcari biancastri e grigio-nocciola, in strati dello spessore di alcune decine decimetri (CRETACEO SUPERIORE);
• Formazione del Bifurto: arenarie calcaree grigiastre e brune, alternate a argilliti marnose grigio-brune e intercalazioni di livelli di calcareniti brune, siltiti giallastre e calcari marnosi (AQUITANIANO);
• Unità sinorogenica miocenica

  Formazione di Gorgoglione: arenarie, in strati da centimetrici a metrici, alternate a peliti. La porzione mediana affiorante della successione è costituita in prevalenza da arenarie quarzoso-micaceo feldspatiche a cemento calcareo, in banchi di spessore variabile da metrici a decametrici. A luoghi, ai banchi arenacei sono intercalati livelli di microconglomerati con ciottoli di dimensioni variabili. Spessore affiorante massimo 1800 metri (TORTONIANO MEDIO-INFERIORE).

Tutte le formazioni sopra definite, a luoghi, risultano obliterate dalla presenza di estese coperture continentali quaternarie costituite da depositi di varia origine ed età: depositi detritici stratificati di versante del Pleistocene inferiore e medio, a luoghi fortemente cementati e talvolta in contropendenza a seguito dell’attività tettonica; depositi fluvio-lacustri del Pleistocene medio.

  

                                       -Inquadramento dell'Alta Val d'Agri nella Catena Appenninica                     -Schema Geologico-strutturale dell'Alta Vald'Agri

• Geosito Pietra Maura

Pietra Maura costituisce un geosito di notevole interesse geologico-stratigrafico, paleontologico e strutturale. Essa si colloca lungo lo spartiacque che separa l’Alta Val d’Agri dalla Valle del Melandro e rientra nel territorio di Marsico Nuovo. Il sito è di notevole interesse per la comprensione delle caratteristiche stratigrafiche, paleontologiche e tettoniche dei terreni appartenenti al Bacino di Lagonegro ed in particolare della Formazione di Monte Facito (Trias inferiore-superiore).

- La parete verticale di Pietra Maura (da Lucania Natura Verticale)

A Pietra Maura la Formazione di Monte Facito affiora estesamente lungo il sentiero che conduce a Monte dell’Arena. Ove ben preservata, la successione è costituita alla base da calcari massicci di natura organogena interpretati rispettivamente come scogliere (Scandone, 1967), come olistoliti (Wood, 1981) o come scogliere accresciute in sito e successivamente smembrate dalla tettonica (Ciarapica et al. (1988). Segue verso l’alto un’alternanza di argille siltose giallastre ed arenarie quarzoso-micacee a grana fine o finissima e calcareniti. Le arenarie, che presentano spettacolari ripples da onda, costituiscono un esempio ben preservato di una spiaggia triassica. Il sito di Pietra Maura è considerato di grande interesse paleontologico in quanto è sede di una abbondante fauna a brachiopodi. Questi lamellibranchi, di ambiente marino, risalgono al Triassico ed in particolare all’intervallo Anisico-Ladinico. I brachiopodi rinvenuti a Pietra Maura sono stati classificati secondo due specie che sono le seguenti: Punctospirella fragilis e la Anisactinella maurensis (Taddei Ruggiero, 1968).

Nell’area di Pietra Maura è possibile osservare in dettaglio il raddoppio tettonico delle Unità Lagonegresi che determina la sovrapposizione dei terreni della Formazione di Monte Facito, con i sovrastanti Calcari con Selce (Lagonegro II), su quelli relativi alla Formazione dei Galestri (Lagonegro I) (Scandone, 1967; Mazzoli et al., 2001). A seguito della tettonica compressiva i terreni lagonegresi, affioranti nell’area di studio, si presentano estremamente deformati e caratterizzati da intensi piegamenti sia alla meso che alla grande scala. In prossimità del contatto sono molto diffusi livelli caratterizzati da clivaggio S-C. Nei carbonati di Pietra Maura sono ben preservate le strutture fragili che hanno generato la depressione tettonica dell’Alta Val d’Agri (Ortolani et al., 1992; Giano et al., 1997; Cello et al., 2000). Si tratta di faglie a cinematismo distensivo e trascorrente, attivatesi prevalentemente nel Quaternario, che costituiscono il noto Val d’Agri Fault System (VAFS sensu Cello, 2000; Cello et al., 2000).

- Inquadramento geologico di Pietra Maura (da M. Bentivenga et alii, 2012)

• Geosito Grotta dell'Angelo

La Grotta dell’Angelo, situata in corrispondenza del versante orientale del Monte Raparo, nel territorio di San Chirico Raparo, è considerata un geosito di grande interesse geomorfologico-carsico.

Il monte Raparo costituisce un imponente massiccio carbonatico di età mesozoica, a geometria pressoché rettangolare se osservato in pianta, riferibile dal punto di vista paleogeografico all’Unità Alburno-Cervati-Pollino della Piattaforma Campano-Lucana (Carbone et al., 1991). In particolare, esso è costituito da una potente successione carbonatica di età giurassico - cretacica ricoperta, in discordanza, dai terreni miocenici relativi alle formazioni del Bifurto (Miocene inferiore) e di Albidona (Miocene inferiore) (D’Argenio et al., 1973; Mostardini & Merlini, 1986, Bonardi et al., 1988). La porzione carbonatica giurassica è costituita da calcareniti e calciruditi ben stratificate, dello spessore massimo di qualche centimetro, ricche in bioclasti e ooliti. I calcari del Cretacico medio-superiore sono costituiti principalmente da calcareniti, calciruditi bioclatiche e localmente da brecce carbonatiche a stratificazione poco evidente. La loro caratteristica principale è la presenza di rudiste e gasteropodi (nerinee) di grosse dimensioni spesso rinvenute in posizione di vita.

La Grotta dell’Angelo, è collocata ad una quota di circa 800 m s.l.m. Essa si apre alla base del versante orientale del massiccio del Raparo in corrispondenza dei calcari cretacici disposti a franapoggio. L’ingresso della cavità carsica non è direttamente visibile in quanto collocata all’interno dall’Abbazia di Sant’Angelo. Anche se di limitata estensione, la Grotta dell’Angelo è molto caratteristica in quanto si presenta ricca di speleotemi (Ciccacci, 2010). La grotta è costituita da un unico salone la cui volta coincide in gran parte con i piani di strato dei calcari. All’interno si rinvengono numerose stalattiti e stalagmiti a cui si aggiungono bellissimi esempi di colonne, di grande dimensione. Queste ultime sono spesso contornate da drappeggi che si formano a seguito alla deposizione di carbonato di calcio presente nel film d’acqua avvolge la colonna. A luoghi queste decorazioni assumono una forma simile alle canne di un organo. Lungo superfici laterali della grotta sono comuni le colate concrezionali che si formano in seguito allo scorrere delle gocce lungo le pareti. All’interno della grotta sono stati rilevati accumuli di guano dovuti alla presenza della più grande colonia di pipistrelli della regione.

• Geosito del Gruppo Volturino-Madonna di Viggiano
• Il Monte  Volturino  mostra  delle  importanti    pecularità  geologiche.  Molto  spettacolari  sono   infatti  le  pieghe  che  lo  caratterizzano  e  che  caratterizzano  principalmente  il  rilievo  del  Monte  Volturino  stesso.  Oltre  a   queste   strutture   è   da   notare   la   presenza   dell’Unità   di   Monte   Torrette-Monte   Malomo   dei   depositi   del   bacino   di   lagonegro e   la   presenza   della   formazione   più   antica   tra   quelle   dell’appennino   meridionale,  ovvero  la  Formazione  di  Monte  Facito  datata  dal  Triassico  Inferiore.  Infatti  i  contatti  di  letto  di  questa   formazione  sono  sempre  di  natura  tettonica. Oltre  alle   formazioni  lagonegresi,  vi  sono  nella  parte  meridionale   limitati   affioramenti   del   Flysch   di   Gorgoglione   e   della   Formazione   del   Bifurto,   infine   detrito   di   versante   è   presente   nella  parte  sud1occidentale  del  Monte  Volturino. Dal  punto  di  vista  strutturale presenta  gli  aspetti  tipici  dell’appennino  meridionale,  ovvero  strutture   da   tettonica   compressiva   (pieghe   e   sovrascorrimenti)   interrotti   da   strutture   da   tettonica   distensiva,   in   particolare   faglie   dirette.  Molto  evidente  è  la   presenza   di   vari   klippe   di   carbonati   di   piattaforma   derivanti   dai   sovrascorrimenti   delle  unità  campano-lucane  sui  depositi  lagonegresi.
• Il Monte della Madonna di Viggiano è dominato dalla presenza dei carbonati della Piattaforma Campano-lucana,  Calcari del Giurassico e Calcari del Cretacico, che ne caratterizzano praticamente l’intero rilievo e che ne determinano  gli importanti processi carsici sia epigei che ipogei presenti. A parte piccoli settori occupati dal Flysch di Gorgoglione e  dai  Galestri  presenti  all’estremità  orientale,  le  pendici  sud  occidentali  del  Monte  sono  caratterizzate  dalla  presenza di detrito di falda, mentre le pendici nord orientali mostrano la presenza delle Argille Varicolori. Strutturalmente il è caratterizzato dalla presenza di varie  faglie dirette, tra cui una principale in direzione NO-SE  che  lo  attraversa  da  una  estremità  all’altra,  posizionata  a  sud  ovest  del  Monte.  Sempre  in  direzione  NO-SE,  ma  geograficamente ubicato a NE del Monte, vi è un sovrascorrimento che porta i Calcari di piattaforma al di sopra delle  Argille Varicolori. Questo sovrascorrimento è dislocato da una serie di faglie dirette mediamente in direzione SO-NE. Anche qui si ripete il motivo strutturale tipico dell’appennino meridionale in cui la tettonica distensiva è successiva ad  una precedente tettonica compressiva, sovraimponendo strutture distensive a strutture compressive

  

- Schema Geologico-strutturale del Gruppo (da Mazzoli et alii, 2001)

 

                                     - Strutture tettoniche a pieghe sui versanti del M.te Volturino                    - Santuario sul Sacro Monte di Viggiano

La Bassa Valle dell'Agri

la porzione sud-orientale della Valle dell'Agri è dominata dalla presenza della struttura tettono-sedimentaria del Bacino di Sant'Arcangelo e nella restante porzione, fino alla costa ionica, dai depositi della Fossa Bradanica.

Il Bacino di Sant’Arcangelo rappresenta un bacino di piggyback, allungato in direzione NW-SE, che si è individuato a partire dal Pliocene superiore al di sopra delle coltri alloctone appenniniche, durante le ultime fasi di avanzamento della catena (Caldara et al., 1988; Hyppolite et al., 1994).

A grande scala si presenta come un’ampia sinforme colmata da una potente successione plio-pleistocenica con spessore superiore a 3000 m (Hyppolite et al., 1994; Zavala, 2000). Le successioni plio-pleistoceniche del Bacino di Sant’Arcangelo sono state interpretate in modo differente da vari autori (Vezzani, 1967; Ogniben, 1969; Caldara et al., 1988; Zavala & Mutti, 1996). Pieri et al. (1994) suddividono la successione sedimentaria del Bacino di Sant’Arcangelo in una serie di cicli delimitati da marcate unconformities.

Il primo ciclo, detto di Caliandro, di età Pliocene inferiore-medio, poggia in discordanza sui terreni pre-pliocenici, ed è costituito alla base da conglomerati, che passano verso l’alto ad argille. I due cicli successivi, dell’Agri e del Sauro, sono invece costituiti da conglomerati e sabbie, che passano lateralmente  verso E ad argille grigio-azzurre. L’ultimo ciclo, denominato Ciclo di San Lorenzo, è composto alla base da conglomerati, che passano verso l’alto ad argille siltose e conglomerati di ambiente fluvio-lacustre, in discordanza sui depositi precedenti.

• Geosito Murge di Sant'Oronzo

Le Murge di Sant’Oronzio, ricadono nel territorio di San Martino d’Agri e sono considerate un geosito di interesse geomorfologico. Si tratta di due grandi torrioni, alti all’incirca 80 m, circondati da altri picchi più bassi, disposti lungo il versante destro del fiume Agri tra i torrenti Nocito e Caliuva.

- I torrioni conglomeratici delle Murge di Sant'Oronzo che si ergono maestosi sulla valle dell'Agri

Le Murge di Sant’Oronzio derivano dall’azione modellante dell’acqua e del vento sui depositi sabbioso-conglomeratici del Bacino di Sant’Arcangelo riferibili al Ciclo dell’Agri (Caldara et al., 1988; Pieri et al., 1994). In particolare, esse costituiscono il bordo occidentale di una profonda gola incisa dal fiume Agri come conseguenza del generalizzato sollevamento che caratterizza attualmente l’area appenninica. I depositi interessati sono costituiti da conglomerati clasto-sostenuti, poco cementati e formati da ciottoli ben arrotondati ed eterometrici, di natura prevalentemente calcarea, calcarenitica e arenacea. I conglomerati si presentano generalmente massivi o organizzati in banchi che possono raggiungere anche dieci metri di spessore. I livelli sabbiosi si alternano regolarmente ai conglomerati e diventano prevalenti verso l’alto ove sono ben stratificati in strati e banchi.

Le sabbie e conglomerati si presentano interessati da numerose fratture, che ampliandosi nel tempo hanno favorito l’isolamento dei diversi torrioni. Alla base dei torrioni la presenza di un’importante falda detritica può essere individuata dalla marcata variazione di pendenza lungo il loro profilo. Le pareti sub-verticali sono interessate da cavità alveolari, dovute all’erosione selettiva esercitata dal vento.

 

- Inquadramento geologico delle Murge di Sant'Oronzo (da M. Bentinga et alii, 2012)

• Geosito di Aliano

Aliano è un piccolo Comune che si affaccia sul versante sinistro della Valle del Fiume Agri sul crinale che divide lo stesso fiume con il T.te Sauro che più a valle ne diventa tributario.

Rappresenta un insediamento appenninico caratterizzato da rilevanti risorse paesistiche e naturalistiche, fruibili nel settore del turismo culturale e del geoturismo.

Il territorio di Aliano è ubicato nel bacino dell’Agri in Basilicata e si caratterizza per essere sede di un complesso sistema geomorfologico causato da fenomeni morfogeneticivsuperficiali e profondi rappresentati da calanchi e da movimenti di versante, che hannovdeterminato nel tempo un paesaggio affascinante, in continua evoluzione erosiva evgravitazionale. Questo paesaggio è caratterizzato nel lato occidentale dell’abitato, prevalentemente sabbioso, da balze molto elevate ed in quello orientale, prevalentemente argilloso, da calanchi che si manifestano con forme quanto mai varie e suggestive, che si configurano come dorsi d’elefante, sequenze di solchi ed incisioni, cupole e piramidi di argilla. L’insediamento di Aliano è interessato da una diffusa demolizione rapida dei versanti, che si è manifestata nel passato con vistosi movimenti di frana che hanno intaccato, con un meccanismo rimontante, la cresta collinare su cui insistono le strutture abitative.

I terreni su cui questo centro è fondato ricadono nell’ambito dei depositi dei Bacini Intrappenninici del Gruppo di Sant’Arcangelo e specificatamente nel complesso delle Sabbie di Aliano e delle Argille marnose e Sabbie di San Giorgio Lucano (Carbone et al., 2005). Queste successioni, appartenenti al ciclo Pliocene superiore - Pleistocene inferiore, sono costituite nella zona da sabbie gialle e sabbie argillose grigio-giallastre alquanto addensate e cementate, a grana media e fine, in banchi di spessore variabile da alcuni decimetri ad oltre 10 metri, con intercalazioni di argille siltose, siltiti, sabbie argillose e lenti conglomeratiche con ciottoli ben arrotondati. Il substrato sabbioso è ricoperto verso l’alto da un pacco di sabbie argillose sciolte di colore rosso ocraceo, aventi uno spiccato carattere di continentalità. In tale successione sono presenti localmente arenarie giallastre ad aspetto molassico e lenti di conglomerati non molto cementati (Sabbie e Conglomerati di Serra Corneta, attribuiti al Pleistocene inferiore).

- Schema geomorfologico-strutturale dell'area di Aliano (da M. bianca et alii, 2003)

La successione è interessata da fitte famiglie di discontinuità quali giunti e fessure talora beanti, ad andamento per lo più verticale, che conferiscono all’insieme un aspetto talora lastriforme, talora pseudo colonnare. Il tutto assume una conformazione a monoclinale, avente immersione a N-NE, inclinazione dell’ordine di 20°- 25° e troncata a sud da un insieme di deformazioni ad andamento E-W. È poi individuabile un sistema di faglie ad andamento N-S/E-W, che hanno dislocato dei grossi blocchi.

L’assetto morfologico è condizionato quindi non solo dalla litologia, ma soprattutto dal sistema di discontinuità tettoniche prima menzionate. Nel settore meridionale dell’abitato il reticolo idrografico si configura attraverso incisioni molto profonde con profilo a V e pareti subverticali che raggiungono altezze dell’ordine dei 100 m, mentre lungo il versante settentrionale, ove la stratificazione è a franapoggio, la morfologia è più dolce ed è caratterizzata da una serie di gradini talora in contropendenza, incisi da piccoli torrenti dall’accentuata erosione lineare. In corrispondenza degli affioramenti argillosi, prevalenti nel versante meridionale, l’erosione assume forme tipiche dei calanchi. I contorni di questo centro sono intaccati da fenomeni erosivi molto avanzati e da frane profonde, antiche e recenti, che nel passato hanno mobilitato grandi volumi di terreno, con meccanismi di rottura che spesso si sono manifestati con una cinematica molto rapida. Tra i fenomeni più rilevanti va ricordato l’antico ed esteso scorrimento traslativo che ha mobilitato pacchi di sabbie su superfici planari argillose, individuate da alcuni fori di sondaggio a quote dell’ordine di 30 m, localizzato nel versante settentrionale di Aliano. Nel lato sud la tipologia del dissesto si differenzia nettamente. Infatti le ripide pareti che bordano il centro storico sono per lo più intaccate da movimenti del tipo crollo e ribaltamento, nonché da intensa erosione evolventesi in sistemi calanchivi, fenomeni questi evidenti nell’ambito sia del Fosso Bersagliere, del Fosso Dirroito e del Fosso delle Vigne, dove le balze sabbiose sono interessate da “sfettamenti” di tipo rotazionale o planare con conseguenti distacchi e crolli (Varnes, 1978). Tra le cause principali vanno segnalate non solo la presenza di discontinuità strutturali, quanto l’erosione prodotta al piede dalle acque incanalate e le pressioni idrauliche che si instaurano nell’ambito delle fessure, soprattutto a seguito di eventi pluviometrici estremi o di infiltrazioni da reti idriche e fognanti. Risultano quindi di interesse culturale, didattico e scientifico le forme che caratterizzano le varie tipologie di fenomeni franosi, nonché la loro evoluzione nel tempo. Pertanto il territorio di Aliano si può considerare un laboratorio didattico a cielo aperto, nel settore della geologia, della geotecnica e della geologia applicata.

Più in dettaglio l’area rilevata ricade nella parte orientale del bacino dove affiorano le Argille grigioazzurre plioceniche del Ciclo di Caliandro che occupano il versante destro del torrente Sauro.

Le argille plioceniche sono dure ed a frattura concoide segnate da sottili intercalazioni sabbiose giallognole. In contatto tettonico con le argille plioceniche affiorano, in una vasta area compresa tra la valle del Sauro e la valle dell’Agri, le Argille grigio-azzurre pliopleistoceniche del Ciclo del Sauro. Le argille plio-pleistoceniche hanno una fratturazione subconcoide, non hanno una stratificazione distinta e di rado si osservano livelli di natura sabbioso-siltosa di colore grigio chiaro che contengono abbondanti resti di molluschi. La formazione passa poi eteropicamente verso Ovest alle Sabbie di Aliano. Lo spessore massimo complessivo delle Argille grigio-azzurre è pari a circa 1000 m (S. Carbone et al. 1991; P. Pieri et al. 1994). Tutta l’area rilevata è soggetta

ad un continuo sollevamento causa principale della struttura monoclinale che immerge verso NNE. I calanchi si sviluppano sia nelle Argille grigio-azzurre appartenenti al Ciclo di Gannano che in quelle del Ciclo del Sauro entrambe composte prevalentemente da illite e smectiti, minerali tipici delle argille.

• Anticlinale di Alianello

Percorrendo la fondovalle del Fiume Agri, all’altezza di Sant’Arcangelo (PZ), sul versante sinistro del fiume si osserva una piccola piega, denominata "Anticlinale di Alianello", una struttura tettonica che interessa depositi sabbioso-conglomeratici sottostanti depositi argillosi lacustri e che  permette di osservare il contesto strutturale nel quale si instauravano le condizioni per lo sviluppo di un bacino lacustre, ormai colmato e dissecato dal reticolo idrografico in virtù dell’intenso sollevamento subito dall’area, posta sulle coltri appenniniche in prossimità del fronte della catena. L'anticlinale si mostra su un'alta parete verticale dove affiorano dei depositi sabbioso-conglomeratici del substrato del vecchio lago.

La struttura tettonica dell'anticlinale di Alianello nel Pleistocene inferiore ha isolato il bacino lacustre dal lembo ancora esistente di un coevo bacino marino.

  

- Foto dell'anticlinale di Alianello

• Geosito dei Calanchi di Montalbano Jonico

Per la particolarità geologica e l’alta valenza scientifica la Regione Basilicata ha inteso tutelare questa importante area naturale istituendo con L.R. n.3 del 2011 la “Riserva Regionale dei Calanchi di Montalbano Jonico”.

I Calanchi rappresentano una delle forme del paesaggio tra le più suggestive che testimoniano il continuo modellamento del territorio operato dagli agenti morfogenetici.

I calanchi si sono sviluppati sul versante sud-occidentale rispetto all'abitato di Montalbano Jonico (MT) in un'area caratterizzata da una spessa unità litostratigrafica siltoso-argillosa, prevalentemente di età pleistocenica, denominata Argille subappennine (Azzaroli et al.,1968). Lʼarea dei calanchi fa parte di un ampio bacino di sedimentazione (Fossa bradanica; Migliorini, 1937) che rappresenta un dominio geologico-strutturale compreso tra la Catena Appenninica ad ovest e i rilievi del Gargano e delle Murge (Avampaese apulo) ad est (inter alios: Casnedi, 1988; Sella et al., 1988; Balduzzi et al., 1982; Casnedi et al., 1982; Crescenti, 1975).

Questo bacino costituisce lʼavanfossa plio-pleistocenica del sistema catena sudappenninica-avanfossa-avampaese, sviluppatosi a partire dallʼOligocene in seguito alla subduzione verso ovest della litosfera adriatico-ionica e alla deformazione di domini paleogeografici della Tetide e del margine occidentale della Placca adriatica (inter alios: Doglioni, 1991; Boccaletti et al., 1987; Casero et al., 1988; Mostardini & Merlini, 1986; DʼArgenio et al., 1973).

I caratteri morfo-strutturali e deposizionali dellʼavanfossa sono stati, quindi, fortemente influenzati, da un lato dallʼevoluzione della catena appenninica, dallʼaltro dai rilievi dellʼ avampaese apulo-garganico.

Il margine occidentale dellʼavanfossa plio-pleistocenica, costituito dai rilievi appenninici presenta, perciò, una fisiografia molto irregolare e un pendio ad alto gradiente immergente verso est. La sedimentazione lungo questo margine è rappresentata sostanzialmente da corpi deltizi sabbioso-conglomeratici, tra cui ricordiamo le Sabbie di Tursi (Mostardini et al., 1966) e il Conglomerato di Serra del Cedro (Gambassini, 1967), che passano verso il largo a corpi argilloso-sabbiosi di prodelta e ad emipelagiti (Argille subappennine, Azzaroli et al., 1968).

  

Il margine orientale, invece, è caratterizzato da una fisiografia più regolare e da un substrato costituito essenzialmente dai calcari della piattaforma cretacea che sprofondano verso ovest attraverso un sistema di faglie dirette. I depositi più recenti, di età da pliocenica a infrapleistocenica, sono, invece rappresentati, essenzialmente da biocalcareniti e biocalciruditi intrabacinali o da calcareniti terrigene provenienti dallʼerosione dello stesso substrato carbonatico (inter alios, Pieri et al., 1996); questi depositi conosciuti in letteratura con il termine di Calcarenite di Gravina (Azzaroli,1968) passano verso lʼalto alle Argille subappennine.

Lʼevoluzione della Fossa bradanica è stata caratterizzata da un forte sollevamento quaternario, che ha portato ad una graduale emersione del bacino sedimentario e ad un contemporaneo ritiro del mare fino allʼattuale costa ionica. La testimonianza di questa evoluzione è rappresentata dalla distribuzione areale dei depositi sabbioso-conglomeratici costieri di età e quote decrescenti dallʼarea di Genzano verso lʼattuale costa ionica (Pieri et al., 1996).

La Riserva dei Calanchi di Montalbano Jonico presenta aspetti paesaggistici di notevole pregio, rappresentati da suggestive forme in affioramenti quaternari di particolare interesse stratigrafico e paleontologico, oggetto di decenni di studio, sia aspetti socio-culturali per la locale popolazione che in tempi non troppo remoti li attraversava con antiche mulattiere per raggiungere i giardini nella sottostante valle dell'Agri.

  

- Confine della Riserva dei Calanchi di Montalbano Jonico

• Il Geosito di Matera
  

Geograficamente e geologicamente l’area di Matera ha una stretta affinità Apula e quindi l’evoluzione fisica del suo territorio rispecchia quella di gran parte della Puglia. La Murgia materana infatti è una porzione isolata delle Murge e di seguito verrà tratteggiata la sua evoluzione nel contesto dell’evoluzione dell’intera regione. In particolare la città di Matera, con la sua valle incassata in roccia (la Gravina), il brullo altopiano carsico che la fronteggia (la Murgia materana) e le colline argillose su cui si espande l’abitato moderno (colline di Lanera, Serra Venerdì, Serra Rifusa) sintetizza in un’area ristretta tutte le caratteristiche geomorfologiche e geologiche che possono essere riconosciute lungo il bordo occidentale delle Murge.

In questo quadro va inserita anche l’originale “scelta” (una favorevole opportunità geografico-geologica) di abitare la parte alta del versante destro della Gravina di Matera, con lo scavo di un reticolo di grotte, cunicoli e cisterne che sarebbero diventati i Rioni Sassi. L’attuale configurazione del bordo occidentale delle Murge, oltre che riflettere la lunga storia geologica della regione pugliese, le cui testimonianze documentate risalgono a circa 250 milioni di anni fa, presenta un paesaggio geografico-fisico che ricorda la sua evoluzione quaternaria. All’inizio del Quaternario, circa 2,5 milioni di anni fa, la regione che sarebbe diventata la Puglia di oggi era rappresentata da un vasto arcipelago, le cui isole erano alti strutturali (horst) costituiti esclusivamente da antiche rocce carbonatiche (calcari del Cretaceo), quelle dure rocce biancastre che oggi caratterizzano il paesaggio carsico murgiano e che cavate e commercializzate in grossi conci o in lastre prendono il nome p. es. di pietra (o marmo) di Trani o di Apricena. Queste rocce cretacee caratterizzavano sia le isole, di cui una delle più elevate sarebbe stata la futura Murgia materana (Horst di Matera), che le depressioni (graben) presenti fra esse, come quella fra la Murgia materana e le Murge di Santeramo-Cassano (Graben di Viglione); un braccio di mare più importante e più profondo, la “Fossa bradanica”, collegava il Mare Adriatico centro-settentrionale al Mare Ionio e si interponeva fra l’Appennino in via di formazione e l’arcipelago murgiano. Il lento abbassamento (subsidenza) della regione apula causava la progressiva sommersione dell’arcipelago, ed è in questo contesto che sui fianchi delle isole si accumulavano depositi costieri grossolani arenitico-ruditici costituiti sia da frammenti di organismi a costituzione carbonatica (biocasti) che vivevano in quelle aree costiere sia, localmente e in quantità minore, da detriti derivanti dalla erosione delle rocce calcaree esposte sulle isole.

       

- Schemi di evoluzione della regione apula negli ultimi 3 milioni di anni. In verde le antiche rocce calcaree del substrato apulo, in arancio le unità appenniniche in via di deformazione e in giallo

i depositi sabbioso-ghiaiosi progradanti sulle argille e costituenti un’ampia piana alluvionale. Si noti la posizione della Murgia materana nel contesto apulo. (da Tropeano et al. 2002, mod).

Questi depositi biodetritici e/o litici, nel complesso disposti a mantello (con geometrie talora complesse) sui fianchi delle isole e con geometria planare sul fondo delle depressioni marine fra le isole, sarebbero diventati la roccia carbonatica porosa e facilmente lavorabile, nota localmente e commercialmente come tufo o tufo calcareo ma formalmente definita come “Formazione della Calcarenite di Gravina”. Le rocce di questa formazione, spessa da pochi metri ad un massimo di diverse decine di metri, rappresentano il substrato su cui si sono sviluppati i rioni Sassi, che in particolare insistono sul versante di una gravina che ha sezionato la parte alta del fianco di una vecchia isola. Circa 1,5 milioni di anni fa si registrava la massima risalita del mare sulle isole del paleo-arcipelago pugliese; questo fenomeno lasciava scoperti solo i rilievi più elevati, fra cui il culmine piatto della futura Murgia materana. Contemporaneamente i detriti portati dai fiumi che solcavano l’Appennino iniziavano a riempire il bacino marino della Fossa bradanica, che progressivamente veniva raggiunta da argille e colmata da sabbie e conglomerati. Questi stessi sedimenti raggiungevano anche le aree del vecchio arcipelago, andando a colmare tutti i bracci di mare compresi fra le vecchie isole, a seppellire quelle meno elevate, e a lambire la parte alta dei fianchi di quelle più imponenti. (da M. Tropeano et alii, 2016).

La Gravina di Matera, così come le altre gravine che caratterizzano il bordo sudorientale delle Murge, è una valle profondamente incisa in roccia la cui genesi complessa è stata causata dalla concomitanza ed interferenza di vari processi fisici. Intanto va immediatamente sottolineato che la Gravina è una forra in roccia, scavata dal corso d’acqua che tuttora scorre sul suo fondo.

L’ampiezza della valle è legata al lungo e complesso fenomeno evolutivo di recessione dei versanti e non deve essere immaginata come originata da un ampio fiume progressivamente ridottosi all’attuale torrente. Infatti tutte le valli esordiscono come piccole e stette incisioni a V; queste, approfondendosi, favoriscono l’arretramento dei versanti e un allargamento della valle sia per crolli successivi delle pareti sia per una continua regolarizzazione del pendio delle stesse a seguito dell’abbassamento del livello di base del corso d’acqua.

- Schema di evoluzione di arretramento dei fianchi delle valli tipo Gran Canyon.

da Davis, 1906, in Schumm e Ethridge, 1994, mod.

Il corso d’acqua che sarebbe diventato l’attuale Torrente Gravina di Matera, così come tutto il reticolo idrografico che caratterizza l’area, si imposta circa 800.000 anni fa, quando l’intera Italia meridionale inizia a subire un fenomeno di sollevamento tettonico (tuttora in atto). Prima del sollevamento, il tetto dei depositi sabbiosoconglomeratici che avevano colmato sia i bracci di mare presenti fra le vecchie isole dell’arcipelago murgiano che la parte centrale della Fossa bradanica rappresentava una ampia piana alluvionale prossima al Mare Ionio. Con l’inizio del sollevamento regionale, che progressivamente avrebbe portato la regione delle Murge Alte e il culmine della Murgia materana a superare i 500 m di quota e la costa ionica a ritirarsi verso l’attuale metapontino, i fiumi che si erano impostati sul tetto dei depositi sabbioso-ghiaiosi incidevano questi sedimenti e nel tempo raggiungevano le argille sottostanti e localmente le antiche rocce carbonatiche, dove riuscivano ad incidere le profonde valli incassate note come gravine. Nelle aree dove il substrato cretaceo non è stato raggiunto perché molto più profondo, le valli sono ampie e svasate perché sviluppatesi nelle argille.

Per quanto riguarda l’originale corso del Torrente Gravina di Matera, questo passava sul tetto dei depositi sabbioso-ghiaiosi a poca distanza dall’angolo nord-occidentale della Murgia materana che in quel momento era esposta. Il suo approfondimento ha permesso di intagliare molto presto il bordo sepolto dell’antica isola e, a differenza delle altre gravine che si sono sviluppate secondo il pendio esposto delle isole, la Gravina di Matera ha inciso il suo fianco perpendicolarmente rispetto al vecchio pendio sepolto. Ciò ha determinato una diversa esposizione delle rocce su versanti che si fronteggiano, ben apprezzabile affacciandosi da Matera verso la chiesa della Madonna delle Vergini o il ripiano del Belvedere. In più, il torrente, raggiungendo il substrato roccioso, ha progressivamente adattando il suo corso all’andamento delle principali zone di fratturazione presenti nei calcari cretacei. Per quest’ultimo motivo il suo reticolo risulta in parte di tipo angolare, con tratti rettilinei orientati prevalentemente circa NE-SO e NO-SE. Oltre ai tratti rettilinei, che presentano versanti con profili simmetrici, si distinguono però anche tratti sinuosi, con anse di meandro che presentano versanti con profili asimmetrici.

 

I Sassi di Matera

I Sassi sono un complesso organico di circa 3.000 abitazioni, di cui più della metà interamente scavate nella roccia. Vi vivevano più di 18.000 persone, ma da decenni c’è stato un abbandono ed un massiccio spopolamento che ha permesso però una totale conservazione dei Sassi stessi.

I Sassi di Matera rappresentano un ecosistema urbano straordinario, in grado di durare dal più lontano passato preistorico fino alla modernità.

I Sassi ed il Parco delle Chiese Rupestri di Matera sono un esempio rilevante di un insieme architettonico e paesaggistico testimone di momenti significativi della storia dell’umanità. Questi si svolgono dalle primitive abitazioni sotterranee scavate nelle facciate di pietra delle Gravine fino a sofisticate strutture urbane costruite con i materiali di scavo, e da paesaggi naturali ben conservati con importanti caratteristiche biologiche e geologiche fino a paesaggi urbani dalle complesse strutture. L’equilibrio tra intervento umano e l’ecosistema mostra una continuità per oltre nove millenni, durante i quali parti dell’insediamento tagliato nella roccia furono gradualmente adattate in rapporto ai bisogni crescenti degli abitanti.

I Sassi di Matera sono antichi agglomerati abitativi scavati completamente, o parzialmente, nella roccia.

Le rocce calcarenitiche ricoprono i bordi costieri del rilievo calcareo della Murgia e in particolare l’intero bordo Ovest, in cui tali affioramenti sono in eteropia con i depositi argillosi e sabbiosi della Fossa Bradanica di età quaternaria. La morfologia delle Murge e le incisioni erosive profonde scavate dalle acque sotterranee e di superficie, che in questo settore hanno formato le Gravine, ha permesso, in questi luoghi e in tempi assai antichi, l’insediamento di civiltà rupestri in grotte naturali, successivamente anche artificiali, scavate negli ammassi di questa roccia, chiamata localmente tufo.

Le calcareniti di Matera (plio-pleistocene) sono costituite da calcareniti biancastre e bianco-giallognole con grana variabile da fine a medio-grossolana, talora ruditica, e, subordinatamente, da calcareniti marnose.

I Sassi stupiscono per le abitazioni scavate nel tufo e realizzate parzialmente all’esterno con gli stessi materiali di scavo, e, per il complicatissimo sistema di canali e cisterne per recuperare la scarsa acqua presente. Matera oggi viene considerata una delle città più antiche del mondo. Infatti dal Neolitico ad oggi, per circa 7000 anni la vicenda umana si è svolta, senza alcuna interruzione, in uno stesso luogo. Insieme alla “città costruita” ha sempre convissuto una “città scavata” con diverse utilizzazioni nei secoli a seconda, soprattutto, delle varie vicende storiche ed economiche.

Un periodo in cui la grotta rupestre ha ripreso le sue funzioni abitative è stato quello della presenza massiccia delle comunità monastiche benedettine e greco-bizantine. Quest’ultime, in particolare, portavano dai luoghi di provenienza una cultura del vivere nella grotta che si fuse con una popolazione già esperta nella escavazione del tufo.

Inizialmente furono utilizzate alcune grotte naturali i cui accessi furono tamponati; nel tempo, seguì la costruzione di un prolungamento verso l’esterno che è la parte visibile dei Sassi, costruita con lo stesso materiale di scavo, e, il lento scavo proseguì all’interno nella roccia per realizzare altri vani, man mano che servivano per il gruppo familiare che vi abitava. Lo scavo è sempre stato effettuato verso il basso e, segue dei piani che consentono ai raggi solari invernali di entrare per tutta la lunghezza della grotta per illuminare e riscaldare gli ambienti ipogei. In estate invece, i raggi solari si arrestavano all’ingresso.

(da G. Spilotro et alii, 2016).