di Paolo Roberto Federici (**)
RIASSUNTO
Un collasso dovuto a una fase tettonica a carattere distensivo ha determinato nel Villafranchiano la formazione di un graben nel territorio di Pontremoli, entro il quale ha avuto origine un bacino fluvio-lacustre. Esso dimostra che una intensa attività neotettonica ha regolato lo sviluppo morfologico dell’alta val di Magra. Mentre il periodo lacustre (argille fini) doveva essere caratterizzato da una morfologia poco acclive, la fase di colmamento a sabbie e a grossi ciottoli alluvionali di macigno (databile al Mindel) è stata contrassegnata da maggiori energie di rilievo in seguito a un sollevamento tettonico che ha causato, tra l’altro, un movimento a bascula dei sedimenti fluvio-lacustri. Questa fase neotettonica, anche in base a dati geomorfologici, dovrebbe essere mediopleistocenica. Una fase di deposizione loessica precede l’arrivo, nel Pleistocene Superiore, di imponenti coltri alluvionali. L’altezza dei terrazzi alluvionali sui fondivalle appenninici presuppone fasi di sollevamento recenti e continue fino ad oggi. Lo sviluppo paleogeografico e tettonico dei bacini postorogeni a nord dell’Arno mostra tali analogie da poter delineare un quadro evolutivo di interesse regionale sufficientemente omogeneo.
SUMMARY
THE RECENT TECTONICS OF THE APENNINES
2. THE LACUSTRINE-FLUVIATILE BASIN OF PONTREMOLI (UPPER MAGRA VALLEY) AND ITS NEOTECTONIC IMPLICATIONS
A phase of tectonic collapse, having an extensional character, has caused, during the Villafranchian, the formation of a graben in the Pontremoli area, inside which a fluviatile-lacustrine basin has been originated. It evolved in consequence of an intense neotectonic activity, which has regulated the geomorphological development of the upper Magra valley. While the plainly lacustrine period (fine clay) must have been characterized by a not very steep morphology, the fluvial phase of filling up by sands and big clasts of macigno has been marked by a more steep morphology, in consequence of a tectonic movement, which has caused the tilting of fluviatile-lacustrine sediments. This uplift seems ascri-bable to the Middle Pleistocene, immediately pre-Riss. A phase of loessic deposition precedes the arrival, during the Upper Pleistocene, of an imposing quantity of alluvial clasts. The present height of alluvial terraces in the Apenninic valleys presupposes phases of uplift even more recent. The paleo-geographic and tectonic development of the post orogenic basins to the north of Arno river, shows enough analogies to make possible to trace a sufficiently homogeneous frame of the regional evolution.
Introduzione
Le valli del Magra, del Vara e del Serchio presentano alcuni bacini fluvio-lacustri legati all’attività tettonica postorogena dell’Appennino settentrionale. In un lavoro precedente (1973) ho fatto rilevare l’importanza che questi depositi rivestono per la conoscenza dell’evoluzione tettonica e geomorfologica dell’Appennino a nord dell’Arno. Lo studio del bacino di Sarzana (bassa Val di Magra) ha permesso, per esempio, di fissare al Villafranchiano inferiore (Pliocene Medio-Superiore) l’inizio della tettonica distensiva post-parossismale a nord-ovest delle Alpi Apuane e di individuare almeno due fasi di sollevamento successive nel Quaternario. Tra i tanti, un problema rimasto aperto è quello dell’estrapolazione di tali conclusioni al di fuori della regione considerata, anche se appare confortante la correlazione con i depositi plio-quaternari di Barga e Pieve Fosciana in Garfagnana. A questo scopo risulta utile l’esame del bacino di Pontremoli, perchè ubicato a nord-est delle Apuane e immediatamente a ridosso delle grandi pieghe dello spartiacque principale della catena appenninica.
Il bacino di Pontremoli, tranne qualche cenno in ELTER e SCHWAB (1959) e in PELLETTIER (1964), non è mai stato studiato appositamente, al contrario dei vicini terreni fluvio-lacustri di Aulla-Olivola, che hanno un interesse superiore per l’eccezionalità dei fossili vertebrati rinvenutivi.
Tuttavia anche per il deposito di Pontremoli è possibile ricostruire una serie stratigrafica e poichè di esso sono noti alcuni resti di vertebrati e di altri sono venuto in possesso, ritengo utile fornire una prima messa a punto su questa zona.
Il bacino di Pontremoli
Il bacino di Pontremoli corrisponde alla parte più depressa dell’alta Val di Magra, laddove l’alto corso del fiume, che nasce dai contrafforti del Borgognone e dell’Orsaro, ormai incanalato dà origine al medio corso. Per intendere correttamente l’evoluzione del bacino bisogna sgomberare subito il campo dall’idea, introdotta da PAGANI (1974), che la zona non sia stata interessata da una tettonica distensiva. Tale idea è conseguente all’ipotesi che il pontremolese sia costituito da un alto strutturale in cui oltre all’accavallamento delle Liguridi si noterebbe anche quello di diverse unità tettoniche toscane a dominante arenacea. Tale configurazione è basata sull’assurdo che il macigno della Val di Magra non sia correlabile con quello del vicino M. Orsaro, riconosciuto come fronte della Falda toscana (Toscanide II), ma rappresenti la copertura della Unità toscana autoctona (Toscanide I), che, come è noto, affiora nel gruppo delle Alpi Apuane; esso perciò si troverebbe nella posizione attuale non perchè ribassato da sistemi di faglie ma perchè facente parte di una unità geometricamente inferiore. Al contrario anche l’alta Val di Magra mostra di essersi fondamentalmente evoluta con due stili tettonici ben distinti, dovuti l’uno alle fasi compressive dell’orogenesi e l’altro, posteriore, alle fasi distensive, tratti comuni a tutto l’Appennino tirrenico. Il bacino di Pontremoli si è formato in conseguenza di queste ultime fasi; quelle plicative hanno soltanto determinato l’ossatura geotettonica nella quale poi il bacino si è inserito e modellato, come è successo per gli altri analoghi a nord dell’Arno.
I resti di un bacino lacustre molto ampio, che doveva occupare l’alta Val di Magra nella zona di Pontremoli, sono visibili nelle colline di Dozzano e di Scorano, delimitati a sud dalla valle del Gordana, da quella del Betigna a nord e a ovest da una linea passante da Scorano alla Foce; un altro lembo si trova nella zona di Traverde. Molto estesi sono anche i depositi terrazzati fluviali antichi e recenti, visibili anche in sinistra del fiume. I vari terreni sono segnati nella carta geologica annessa, nella quale sono figurate anche le formazioni del substrato del bacino appartenenti a varie unità tettoniche toscane e liguri.
Il substrato
Nel substrato del bacino pontremolese si riscontra l’affioramento di formazioni appartenenti a tre unità tettoniche geometricamente sovrapposte (dal basso all’alto): la Falda Toscana, l’Unità di Canetolo e l’Unità di Monte Caio.
La Falda Toscana, rappresentata soprattutto dal Macigno, che affiora largamente a nord e a ovest di Pontremoli, mostra quali motivi geometrici principali un alto tettonico dovuto a una grande anticlinale con asse NW-SE sull’allineamento da Tresana a Monte Chiese e delle ondulazioni assiali con culminazioni rispettivamente in val Gordana e in val di Mangiola. Queste culminazioni assiali permettono alle formazioni sottostanti il Macigno (dalla Scaglia Rossa fino ai Calcari selciferi in Val Gordana e la Scaglia nelle valli Teglia, Mangiola e Betigna), di venire a giorno. Un’altra piccola anticlinale è presente nella zona della S.S. Annunziata, delimitata verso ovest da una faglia diretta.
L’Unità di Canetolo si presenta intensamente laminata e tettonizzata, specialmente in corrispondenza delle culminazioni del Macigno, come a sud est di Pontremoli. In destra del fiume Magra, pur presentando le stesse strutture scompaginate, l’Unità di Canetolo ha un maggior spessore e i raggi di curvatura delle deformazioni sono a scala un po’ più grande. L’Unità di M. Caio e il suo complesso di base, probabilmente tra loro discordanti, occupano gran parte dell’area circostante Pontremoli. Il flysch si presenta generalmente in posizione normale e costituisce la zona di raccordo tra una sinclinale coricata a ENE, rilevata più a occidente da MONTEFORTI e RAGGI (1975) lungo l’allineamento Aulla-Podenzana-M. Frascaro, e una seconda sinclinale, coricata a NE, al passo della Cisa.
La sovrapposizione delle varie unità tettoniche è visibile nelle sezioni geologiche tracciate ortogonalmente alla direzione di allungamento della Val di Magra (Tav. II).
Il deposito lacustre
Come detto sopra, i terreni lacustri occupano una vasta estensione tra il torrente Gordana e il torrente Betigna, ma l’unica sezione notevole (35 m. circa) è quella ricavata nella cava di argille per laterizi presso Case Corvi. Dal basso si ha:
a) argille grigio-turchine. Si tratta delle normali argille compatte, impermeabili, usate nell’industria ceramica e dei laterizi. Nella parte inferiore vi sono alcune intercalazioni di ligniti, mentre alla sommità, negli ultimi tre metri, si verifica un graduale aumento di sabbie e ciottoli, fino a formare uno strato vero e proprio, spesso 50-70 cm., che per diminuzione del cemento argilloso tende a divenire color giallo rossastro. Altri piccoli affioramenti di argille azzurre sono visibili in località Favale, sotto Dozzano e nel retro di Case Nadotti. Il punto più elevato di affioramento è posto a 475 m. in località la Foce, mentre a Case Corvi siamo a circa 320 metri. La formazione presenta una stratificazione mal definita, ma dove essa è distinguibile si nota una immersione generale verso NE con un’inclinazione di circa 15°. Le argille hanno fornito dei resti di vertebrati, di cui dirò più oltre.
b) ciottolame grossolano e sabbie. Frammisto a sabbie e ciottoli più piccoli, un ciottolame grossolano con clastici di 30x40x25 cm. in media, potente fino a 4 metri, ricopre in concordanza il deposito lacustre su tutto il lato Nord fino a Dozzano. I clastici sono prevalentemente arenacei e generalmente ben arrotondati Alla Foce: questo orizzonte sembra lasciare il posto a un ciottolame molto più minuto (5-10 cm.) con frazione clastica dominante calcareo-marnosa tipo ligure, grado di cementazione maggiore e notevolmente alterato in superficie. Una situazione simile, ma ancor più dubbia per i rapporti con il substrato, è presso Casa dei Venti.
c) sabbie. Si tratta di uno strato sabbioso, con frazione argillosa, color giallo-marroncino, spesso da 0,50 a 1 metro, che ricopre il ciottolame grossolano riempiendone gli anfratti e con in alto una giacitura, che sembra discordante rispetto alle formazioni sottostanti. Questo deposito presenta qualche difficoltà di interpretazione, ma dovrebbe trattarsi di un loess.
d) ciottolame superiore. Un altro livello ciottoloso, con clastici intorno a 10 cm. di diametro frammisto a sabbie e ciottoli più piccoli, con netta prevalenza della arenarie tipo macigno, spesso 2 m., chiude la sezione di C. Corvi. Certamente qui il deposito è stato interessato da fenomeni erosivi perchè in un fosso sotto Dozzano, con sequenza completa fin dalle argille, esso risulta di una potenza di almeno 70-80 metri. Questo orizzonte, con l’intermediazione delle sabbie è discordante rispetto ai terreni lacustri e fluvio-lacustri più profondi, poichè ha una giacitura suborizzontale.
Alluvioni terrazzate
Nelle valli del Magra e del Vara esistono numerosi e complessi sistemi di terrazzi, il cui studio sistematico è in corso da parte dello scrivente e di G. RAGGI. Per limitarmi al bacino di Pontremoli tre sono gli ordini principali di terrazzi, ben evidenti sul fianco destro del Magra.
Una prima superficie piatta si trova a quota elevata e riguarda lo spianamento dell’antica copertura lacustre sulla quale, come si è detto, sono conservate alluvioni terrazzate. In realtà la morfologia attuale mostra due ordini di terrazzi di questo tipo (uno con superficie inclinata verso NE e quote comprese tra 450 m. e 330 circa e un secondo con la stessa giacitura e quote comprese tra 300 e 260 metri circa), ma, come sarà detto più avanti, ritengo che la superficie di spianamento fosse unica, ma che sia stata suddivisa da movimenti tettonici posteriori.
Un altro terrazzo ben visibile si trova sviluppato da Casa Corvi a Casa Galona e più a sud fino a Belvedere, con un’altezza di 20-25 m. sul fondo valle attuale.
Un terrazzo alto 10-12 m. si estende quasi alle Polveriere a nord e oltre Scorcetoli a Sud, e costituisce una striscia così ampia da aver permesso la costruzione su di esso della città di Pontremoli. Infine un altro terrazzo, alto 3 m. sull’alveo del fiume Magra, si sviluppa dallo sbocco del Betigna nel Verde fino quasi alla S.S. Annunziata per poi riprendere più a sud.
La litologia dei terrazzi è abbastanza omogenea, essendo in prevalenza costituiti da ciottolami arenacei, con scarse inclusioni di calcari marnosi; si può invece notare una differenza nel diametro dei clastici in quanto quelli dei terrazzi più elevati (C. Galona) sono leggermente più grandi (diametro medio 10-15 cm.).
L’età del bacino
Il primo a parlare di vertebrati nel pontremolese fu COCCHI (1866), che rinvenne un cranio completo di Rhinoceros hemitoechus (Falconer) certamente nel ciottolame grossolano (fa parte del deposito a grossi ciottoli tanto comuni nelle vallate dell’Appennino…) non lontano da Casa Corvi, presso la galleria ferroviaria (allora in costruzione).
Quasi contemporaneamente CAPELLINI (1866) segnala la scoperta, presso Casa Martinelli, in una collina che si trova sulla destra del Rio Verde a dividere la Valle Ardiola dal piano di Verdano, resti di Bison sp., Cervus sp., Equus caballus, assieme a strobili di conifere.
Nel 1888, scoperta importante, CAPELLINI si procura un condilo occipitale e una zanna di metri 1,73 (ricostruita), che studia ed attribuisce a Mastodon arvernensis. Il vertebrato giaceva entro le argille azzurre lacustri presso Casa Calvi (Casa Corvi n.d.A.).
Il dott. J.C. Taini, per la cortesia del signor Mario Sordi, operaio addetto all’estrazione dell’argilla nella cava della fabbrica per laterizi di Casa Corvi, che ha collaborato con me alle ricerche, è venuto in possesso di due frammenti di difesa, che misurano rispettivamente cm. 8 di lunghezza e cm. 32 di circonferenza e quello più deteriorato cm. 21 di lunghezza e di circonferenza non calcolabile in quanto spezzato, ma che dalla curvatura si può ritenere maggiore del primo reperto. Questi resti, raccolti nelle argille, a 3-5 metri dal livello sabbioso di sommità, confermano la presenza del Mastodon nel lacustre di Pontremoli.
Da una formazione imprecisata proviene infine un esemplare di Castor sp., in possesso del Dipartimento di Scienze dell’uomo, dell’Univ. di Pisa.
La presenza del grande Proboscidato permette l’attribuzione al Villafranchiano del deposito lacustre di Pontremoli; di quale intervallo cronologico si tratti è difficile dire, poichè secondo AZZAROLI (1970) Mastodon (Anancus) arvernensis, sebbene quasi sempre ritenuto pliocenico, si rinviene dal Villafranchiano inferiore al superiore pro-parte (zona a di Azzaroli stesso) cioè a dire dal Pliocene superiore al Pleistocene inferiore (un esemplare proviene per esempio dal vicino e famoso bacino di Aulla-Olivola, ritenuto appunto già Quaternario). D’altra parte nella porzione superiore della serie lacustre siamo certamente nel Quaternario avanzato poichè dal conglomerato a grossi clasti proviene Rhinoceros (Dicerorhinus) hemithoecus Falconer. Il più antico reperto di questo Perissodattilo, trovato nel T. Stirone, Emilia, risale infatti ad un intervallo cronologico compreso tra l’evento Jaramillo (0,89 m.a.) e il limite Matuyama-Brunhes (0,69 m.a.) e quindi a un immediato post-villafranchiano pre Mindel (CIGALA FULGOSI, 1975), ma questa specie è largamente diffusa nel Pleistocene successivo. Tuttavia ritengo che a Pontremoli essa sia testimone al più di un Pleistocene Medio, presumibilmente del Mindel, poichè la formazione del ciottolame superiore (conglomerato a piccoli ciottoli), che per la sua discordanza sul fluviolacustre presuppone una fase tettonica interposta, ha un’età ancora pleistocenica, come testimoniato dalla presenza di Bison, Cervus, Equus caballus. Questa fauna, pur nella sua genericità è in accordo con una cronologia, che non dovrebbe discostarsi dal Pleistocene Superiore. Bisogna infatti tener conto, tra la deposizione delle due formazioni conglomeratiche, di un altro evento, se è corretta l’interpretazione di loess delle sabbie sottostanti: un intervallo di tempo, con attività eolica, dovrebbe aver contrassegnato il tardo Medio Pleistocene o l’ultimo interglaciale.
Paleogeografia e tettonica del bacino di Pontremoli
Il bacino di Pontremoli ebbe origine quando, praticamente terminate nel versante tirreno dell’Appennino le fasi plicative dell’orogenesi, una fase di collasso ha segnato l’inizio della tettonica disgiuntiva. La presenza di imponenti sistemi di faglie normali con direzione appenninica (e di altre dirette est-ovest) già in gran parte segnalate da ELTER e SCHWAB (1959) testimonia la formazione in epoca post-parossismale di un graben nel pontremolese.
Esso appare delimitato a oriente da un sistema di faglie quasi parallele dirette NNW-SSE. Sebbene il contatto per faglia non sia sempre ben visibile perchè nascosto da frane e detriti, è evidente che il macigno toscano viene a contatto con il flysch di M. Caio e il suo complesso di base lungo una linea che conduce da Ceretoli-Arzengio a Casa Ario per poi dirigere verso il Magra. Una faglia limita anche il macigno della S.S. Annunziata e si spinge più a nord determinando il piccolo affioramento di macigno presso Casa Galona; questa faglia si dirige poi verso Casa Nadotti per finire probabilmente sepolta sotto i depositi fluvio-lacustri e le alluvioni.
A occidente una serie di faglie a gradinata dirette N-S si sviluppano da Morana fino alla val Gordana, mettendo a contatto il macigno con il flysch del M. Caio. Un’altra notevole faglia diretta NNW-SSE parte da M. Pilati e attraversa la val Gordana, tocca M. Cerino e giunge in val Teglia, mettendo a contatto sia le formazioni inferiori al macigno (scaglia rossa) con il macigno stesso sia i terreni toscani con quelli dell’Unità di M. Caio. Lungo il fosso dei Lamoni in corrispondenza del contatto per faglia la Scaglia presenta un aspetto stirato. Altre faglie pressochè parallele alle precedenti mettono a contatto il piccolo horst di macigno di Careola con il flysch del M. Caio.
È interessante notare che le faglie di Costa del Frascaro si prolungano nel flysch. Inoltre, qui come altrove, sono presenti anche delle faglie con direzione prevalente est-ovest, ma spesso più variabile, e che secondo ELTER e SCHWAB (1959) sono più antiche di quelle appenniniche perchè risultano dislocate da queste. Che esistano almeno due generazioni di faglie é dimostrato anche dal fatto che alcune non interessano i depositi continentali e quindi potrebbero essersi prodotte prima del Villafranchiano.
Al Villafranchiano invece ritengo debbano attribuirsi le faglie appenniniche, poichè tra la formazione di un graben e l’inizio del riempimento non deve intercorrere molto tempo. Rimane da precisare di quale parte del Villafranchiano si tratta. Lo sfasamento cronologico con i bacini di Sarzana e della Garfagnana, che sono di età villafranchiana inferiore, potrebbe essere soltanto apparente. Infatti i vertebrati sia a Pontremoli che a Olivola sono stati rinvenuti nella parte alta della serie e la base dei limi lacustri di Pontremoli non è conosciuta. Comunque la fossa tettonica, chiusa a sud dalla soglia di macigno della S.S. Annunziata, dovette ospitare un lago, riempito progressivamente da limi finissimi. Questo fatto dovrebbe far pensare a una morfologia non troppo accidentata per lo meno nei dintorni dello specchio lacustre, mentre il clima per quanto si sa dalle zone ove sono state riconosciute situazioni simili, doveva evolvere ormai da tropicale umido a temperato con notevole sviluppo di un mantello vegetale adatto agli animali erbivori. Poichè le faglie sono in generale molto inclinate, la dolce morfologia che si deve presupporre in questa fase iniziale fa pensare che esse abbiano avuto deboli rigetti iniziali e che soltanto in seguito abbiano raggiunto i valori conosciuti.
Il bacino lacustre di Pontremoli, al contrario di quanto affermato da ROVERETO (1939), doveva essere indipendente da quello vicino di Aulla-Filattiera-Olivola, poichè tra i più alti sedimenti dei due bacini si riscontra un dislivello di quasi 140 metri e quindi quello di Pontremoli doveva trovarsi a un livello superiore. Il sistema di faglie, che delimita la piccola anticlinale di Macigno alle strette della S.S. Annunziata formava una soglia che ostacolava il libero deflusso delle acque. Una cascata forse costituiva il sistema di sfogo di un lago che, dai sedimenti rimasti, doveva spingersi a nord fino a Traverde (oltre l’attuale confluenza Verde-Magra), a ovest fino a La Foce-Scorano, a est fino all’incirca l’attuale corso del Magra mentre a sud il limite doveva trovarsi circa lungo la direzione del Gordana.
Il bacino mantenne queste caratteristiche finchè non venne progressivamente colmato dai limi, dalle sabbie e dall’arrivo di imponenti coltri di grossi ciottoli di macigno. Dovremmo essere nel Pleistocene medio, forse nel Mindel. La deposizione di questo materiale di natura fluviale così notevole nella sua granulometria, e che è diffuso in tutte le vallate di questa parte dell’Appennino potrebbe anche avere un’origine climatica, ma è possibile che esso sia la testimonianza dell’erosione provocata dall’innalzarsi delle dorsali di macigno, come pensano anche PAPANI e SGAVETTI (1974). Sta di fatto che ad un certo momento un energico sollevamento verticale si deve essere verificato nel Pleistocene Medio, poichè i depositi lacustri e fluvio-lacustri risultano basculati. L’inclinazione di 15° è dovuta a movimento e non a climostratificazione sia in base a considerazioni sedimentologiche (l’embriciamento dei ciottoli indica direzioni di apporto non concordanti con il pendio attuale) sia in base alla considerazione che si tratta di un fenomeno comune a tutti i bacini postorogeni delle valli Vara, Magra e Serchio. È altrettanto evidente perciò che anche tale fase tettonica è un fatto generale dell’Appennino settentrionale.
Ritornando al bacino di Pontremoli questo, oltre il basculamento, ha subito una fratturazione longitudinale dividendosi in due poichè, come già dissi in precedenza, il terreno fluvio-lacustre è nettamente diviso, anche morfologicamente in due parti da una faglia che da poco sopra C. dei Venti si allunga oltre C. dei Ratti. Basculamento e fratturazione potrebbero essersi verificati anche contemporaneamente come conseguenza il secondo del primo, ma è certo che i movimenti dislocativi devono essere continuati anche in seguito poichè i terreni fluvio-lacustri mostrano di essere interessati fino ai livelli più alti da questa faglia e da altre a rigetto molto più debole. Che vi sia stata attività tettonica nel Pleistocene Superiore è dimostrato anche dal fatto che le coltri di alluvioni medio-piccole sono disposte in terrazze alte alcune decine di metri sui fondi valle attuali.
In precedenza (1973) avevo ritenuto di ipotizzare al Riss-Würm una fase di sollevamento recente, per essere in accordo con l’idea che soltanto nel Würm l’Appennino abbia raggiunto l’altezza necessaria alla formazione di ghiacciai, dal momento che si è sempre ritenuto che la catena sia stata interessata dalla sola ultima glaciazione. Ma proprio recentemente (1977) ho segnalato per la prima volta nell’Appennino settentrionale (Val Bratica) tracce di un glacialismo pre würmiano, probabilmente il Riss. Questo significa che almeno in alcune zone il sollevamento dovette verificarsi nell’interglaciale Mindel-Riss o comunque prima del Riss II. Il deterioramento climatico dell’era quaternaria era già stato preannunciato del resto dalla presenza del loess, che come si è visto è presente nel pontremolese ed è dubitativamente segnalato anche ad Aulla-Olivola.
Le più recenti fasi evolutive del bacino di Pontremoli sono legate alla formazione dei terrazzamenti più bassi, di cui, come ho già detto, se ne riconoscono più ordini. Essi dovrebbero essere di origine climatica, ma rimane sempre il dubbio di un’influenza della tettonica poichè sulla sinistra del Magra non si ha corrispondenza con la successione del versante opposto, ma il problema può essere affrontato soltanto con uno studio apposito su tutto il bacino del Magra. Sta di fatto, comunque, che la tettonica è attualmente ancora attiva, come si deduce da molti fatti geomorfologici che qui non è possibile menzionare; non va dimenticato inoltre che epicentri di terremoti anche disastrosi sono stati individuati in Lunigiana a Fivizzano e a nord di Pontremoli (Montelungo).
In conclusione la storia del bacino di Pontremoli si dimostra molto simile a quella di altri bacini più o meno lontani e porta a concludere che le modalità dell’evoluzione post orogena dell’Appennino tirrenico a nord dell’Arno presentano alcuni tratti comuni, che ora si cominciano a delineare. Inoltre, tenendo presente i vari studi che si vanno compiendo nel versante emiliano, cominciamo a intravvedere anche possibilità di correlazione neotettonica e geomorfologica su aree molto più vaste, anche se è inutile nascondersi le difficoltà del lavoro. Basti pensare al fatto che nel versante padano la tettonica compressiva non è ancor spenta, cosa che invece, allo stato attuale delle conoscenze, pare in quello tirrenico.
Paolo Roberto Federici, (**) Istituto di Geologia dell’Università di Pisa (Dir. L. Trevisan).
Il bacino fluvio-lacustre di Pontremoli (Alta Val di Magra) e le sue implicazioni neotettoniche, Parma : Grafiche STEP, [1978?]. – P. 121-132 : ill. ; 25 cm. (Estratto da: Gruppo di studio del quaternario padano, Quaderno n. 4 (luglio 1978))F. in 2. La Tettonica recente dell’Appennino.
(*) Lavoro eseguito con il contributo del C.N.R. Centro di Studi per la Geologia Strutturale e Dinamica dell’Appennino (dir. P. Elter).
OPERE CITATE
AMBROSETTI P., AZZAROLI A., BONADONNA F.P., FOLLIERI M., A scheme of Pleistocene Chronology for the Tyrrenian Side of Central Italy. Boll. Soc. Geol. It., 91, 1, 1972
AZZAROLI A., Osservazioni sulla formazione villafranchiana di Olivola in Val di Magra. Atti Soc. Tosc. Sc. Nat. Mem., ser. A., 57, 1950.
AZZAROLI A., Villafranchian correlations based on large mammals. Giorn. Geol., 35, 1, 1970
CAPELLINI G., Intorno a ossa fossili dei dintorni di Pontremoli e Ortona. Boll. Soc. Geol It., 5, 1886.
CAPELLINI G., Sui resti di Mastodon Arvernensis recentemente scoperti a Spoleto, Pontremoli e Castrocaro. Mem. R. Acc. Sc. Ist. Bologna, ser. 4, 9, 1888
CICALA FULGOSI F., «Dicerorhinus hemitoechus» (Falconer) del post-villafranchiano fluvio-lacustre del T. Stirone (Salsomaggiore, Parma), Boll. Soc. Pal. It., 15, 1, 1976.
COCCHI I., La scoperta di un deposito di ossami fossili rinvenuti a nord-ovest di Pontremoli Boll. Soc. Geol. It., 5, 1886.
ELTER P., SCHWAB K., Nota illustrativa della carta geologica all’1:50.000 della regione Carro-Zeri-Pontremoli. Boll. Soc. Geol. It., 78, 1959.
FEDERICI P.R., La tettonica recente dell’Appennino: 1) Il bacino villafranchiano di Sarzana e il suo significato nel quadro del movimenti distensivi a nord-ovest delle Alpi Apuane. Boll. Soc. Geol. St., 92, 1973.
FEDERICI P.R., Tracce di glacialismo prewürmiano nell’Appennino Parmense. Riv. Geogr. It., 84, 2, 1977.
MONTEFORTI B., RAGGI G., Per la geologia dell’entroterra di La Spezia tra Sarzana e Zignago. Boll. Soc. Geol. It., 94, 4, 1975.
PAGANI G., Osservazioni strutturali per la geologia dell’alta Val di Magra. L’Ateneo Parmense-Acta Nat., 10, 1, 1974.
PAPANI G., SGAVETTI M., Alcuni problemi di neotettonica nell’Appennino Emiliano occidentale. L’Ateneo Parmense, acta nat., 11, 2, 1975
PELLETTIER J., La Lunigiana, bassin charniere de l’Apennin septentrional. Etude morphologique. Revue géogr. Lyon, 39, 1964.