L'attuale struttura delle Alpi meridionali (dominio Sudalpino) è in gran parte il risultato dell'evoluzione geologica a più stadi successiva al ciclo orogenico Varisico (circa 300 Ma). Le Alpi meridionali rappresentano infatti un tipico esempio di margine passivo con una crosta continentale assottigliata con al di sopra una spessa successione sedimentaria. Questa interpretazione viene confermata dal confronto tra la storia geologica dei margini passivi atlantici di età Cretaceo della Spagna e del Canada con l’evoluzione geologica dei margini giurassici delle Alpi (placca africana - dominio Sudalpino, Tetide Alpina e placca europea). I processi tettonici in atto nell’Atlantico sono infatti simili a quelli registrasti all’interno delle rocce giurassiche del dominio Sudalpino (Manatschal et al., 2007).

Il basamento metamorfico Sudalpino (gneiss e scisti cristallini di età Carbonifero) è ricoperto in discordanza basale dal conglomerato di Ponte Gardena e da successioni sedimentarie e vulcaniche la cui età inizia dal Permiano Inferiore. Le prime unità deposte sono sedimenti terrigeni e rocce vulcaniche tipiche di ambienti continentali (es. bacini lacustri; Gruppo dei Laghi Gemelli; 290-280 Ma) con al di sopra, sempre in discordanza, i conglomerati e le arenarie del Verrucano Lombardo (260-270 Ma) tipico di un ambiente deposizionale caratterizzato da conoidi alluvionali e corsi d’acqua a canali intrecciati (braided). 

Due grandi eventi globali avvenuti durante la fine del Permiano, la grande estinzione di massa e la frantumazione di Pangea (fase estensionale diretta da Est verso Ovest con conseguente trasgressione marina), cambiano radicalmente la Terra e vengono registrati all’interno della sequenza sedimentaria Sudalpina.

Le prime unità del Triassico inferiore ("scitico") sono sempre caratterizzate da rocce in prevalenza terrigene ma con anche una importante componente carbonatica e evaporitica legata al cambio degli ambienti sedimentari. Infatti, da ambienti continentali si passa ad ambienti costieri di bassa profondità a paleolatitudini tropicali (estese piane costiera sabbiose, sabkha). Questo trend continua anche nel Triassico medio (Anisico-Ladinico) dove inizia una sedimentazione prevalentemente carbonatica intervallata però da estesi episodi di deposizione di ceneri vulcaniche legate a vulcanismo esplosivo. Gli ambienti sedimentari sono di mare relativamente basso e possono essere caratterizzati da: locali condizioni anossiche al fondo (Calcare di Prezzo, Formazione di Buchenstein); piattaforme carbonatiche tipo Bahamas (Calcare di Esino dove, dopo la crisi biologica della fine del Permiano, si ricominciano a trovare scogliere costruite da coralli); da bacini di intrapiattaforma riempiti di sedimenti che venivano trasportati da correnti di torbidità (F. di Wengen). All’interno di queste unità si possono trovare poi livelli bentonitici di vulcanoclastiti (magmi riodacitici) che rappresentano il livello marker della “pietra verde”. All’inizio del Triassico superiore (Carnico) nei settori più meridionali delle Alpi Meridionali prevalgono le successioni di arenarie vulcanoclastiche, di ambiente fluviale finale-deltizio (Arenaria di V. Sabbia), legate probabilmente all’erosione di un arco vulcanico (bacino sedimentario di back arc o mare marginale). Muovendosi verso settentrione incontriamo quindi delle unità marine-transizionali (F. di Gorno) caratterizzate da marne nere con abbondante contenuto fossilifero tipiche di un ambiente lagunare. Infine, sempre più a nord, incontriamo la piattaforma carbonatica della Formazione di Breno. Il Triassico superiore continua poi con lo sviluppo di una ampia e potente piattaforma carbonatica (Dolomia Principale, Norico) caratterizzata da livelli stromatolitici. Al tetto della Dolomia Principale avviene poi un improvviso aumento della fase estensionale che porta alla formazione di bacini relativamente profondi (topografia a Horst e Graben) e alla deposizione di sedimenti ricchi in materia organica deposti in ambiente anossico (Calcare di Zorzino, Argillite di Riva di Solto; rocce madri del 95% degli idrocarburi estratti in Italia). Alla fine del Triassico (Retico) l’approfondimento del bacino si interrompe e si depone una successione di mare relativamente basso (rampa carbonatica subtidale) costituita da alternanze cicliche di argilliti, marne e calcari e caratterizzata dall’abbondanza di fossili (Calcare di Zu). Con questa unità si conclude quello che viene definito il ciclo tettonico distensivo Norico – Retico, interpretato come un rifting abortito da Jadul (1986).

All’inizio del Giurassico (200 Ma) abbiamo un aumento deciso della fase di rifting (formazione della dorsale dell’Atlantico Settentrionale) anche se nel dominio Sudalpino gli ambienti continuano a essere di mare relativamente basso (piattaforme carbonatiche di tipo bahamiano: F. dell’Albenza e il Calcare del Sedrina). Subito dopo però anche nelle zone continentali delle Alpi Meridionali si imposta una topografia a host e graben con la deposizione di sedimenti attraverso correnti di torbidità in un bacino marino via via più profondo (Calcare di Moltrasio). 

Tra il Giurassico inferiore e medio, la topografia del bacino di sedimentazione era caratterizzata anche da alti strutturali dove si sono deposti i sedimenti del Rosso Ammonitico Lombardo (182 – 170 Ma). Immediatamente sopra, tra il Giurassico medio e quello superiore, abbiamo quindi la deposizione delle Radiolariti del Selcifero Lombardo (170 – 152 Ma). Per l’ambiente deposizionale dobbiamo considerare che, insieme alla interpretazione classica che considera solo la paleoprofondità (ambienti marini al di sotto della profondità di compensazione dei carbonati, CCD; Winterer e Bosellini, 1981) dobbiamo considerare anche l’interpretazione di Muttoni et al. (2005) che integra la paleolatitudine del bacino sedimentario. Nel Giurassico superiore i bacini marini continuano ad essere di acque profonde con la deposizione prima del Rosso ad Aptici (deposizione su fondali ben ossigenati al di sopra della superficie di compensazione della calcite ma al di sotto di quella dell’aragonite - ACD, fatto dimostrato dalla presenza di abbondanti aptici calcitici accompagnata dall’assenza di ammoniti con guscio aragonitico) e poi della formazione della Maiolica (calcari bianchi deposti su fondali oceanici ben ossigenati) caratterizzata dalla presenza del fossile guida del Giurassico superiore Calpionella Alpina. Dal punto di vista geodinamico la Pangea continua a frammentarsi con la formazione dell’Atlantico Centrale. 

Con l’inizio del Cretaceo (145 Ma) la tettonica globale cambia. L’apertura dell’oceano Atlantico meridionale provoca la rotazione antiorario della placca africana con conseguente scontro con la placca Europea. Nelle Alpi Meridionali si passa quindi da un regime tettonico divergente a uno convergente. Al di sopra della Maiolica si depositano infatti unità terrigene torbiditiche che contengono frammenti di roccia sedimentari, metamorfici e plutonici (successione clastica cretacica del bacino lombardo - flysch lombardo). La presenza di questi frammenti di roccia, dopo circa 130 milioni d’anni di sedimentazione carbonatica dominante, testimonia l’inizio dell’orogenesi alpina. Tra le diverse formazioni ricordiamo: La Marna di Bruntino con livelli di pelite nera all’interno delle facies torbiditiche (black shale) con contenuto in materia organica fino al 3%. La conservazione della materia organica nei livelli di black shale è ben correlabile temporalmente ai sub-eventi anossici globali OAE1a e OAE1b legati probabilemente alla messa in posto nell’oceano Pacifico della grande provincia magmatica di Ontong - Java (OJP). All’interno poi delle sequenze torbiditiche dei Flysch del Cretacico superiore in Lombardia si possono trovare depositi sedimentari legati a eventi catastrofici. Si tratta di singoli eventi deposizionali composti da pebbly mudstones (sedimenti pelitici con ciottoli) conglomerati, calcareniti e marne e con spessori che arrivano fino a oltre 30 m. In particolare, questi livelli si trovano all’interno di 2 formazioni; La Formazione di Pontida (torbidite deposta nelle zone distali, bacino profondo) e il Flysch di Bergamo (torbidite deposta nelle zone di conoide esterna). Il più potente tra questi livelli è il Megabed di Missaglia (età campaniano inferiore; circa 85 Ma) all’interno del Flysch di Bergamo. Si tratta di un orizzonte formato da un pebbly mudstone nella parte inferiore e da un livello calcareo nella parte superiore (in totale circa 35 m di spessore). Il volume del sedimento rimosso dall'evento di Missaglia deve essere stato superiore ai 20 km3. Si ritiene che il megabed provenga da un alto morfologico sottomarino localizzato nel Plateau di Trento a oriente e che l’evento catastrofico sia stato innescato da movimenti sismici connessi alla formazione della nascente catena alpina (Bernoulli et al., 1981). Come fossile guida per la fine del Cretaceo abbiamo il foraminifero planctonico Globotruncana mentre Il limite Cretaceo – Paleogene (66 Ma) segna una seconda grande estinzione di massa legata sia alla messa in posto di una grande provincia magmatica in India (Deccan Traps) sia all’impatto di un asteroide nel golfo del Messico. 

A causa della formazione delle Alpi (prevalenza di processi erosivi rispetto a quelli di deposizione) negli ultimi 66 Ma la serie Sudalpina lombarda non registra più con continuità tutti gli eventi geologici e diventa discontinua. Ricordiamo qui: la Formazione di Ternate - Travedona (55-31 Ma) composta da sequenze torbiditiche con all’interno dei frammenti intrabacinali che testimoniano l’erosione di una piattaforma carbonatica di età eocenica; Il Gruppo della Gonfolite Lombarda (28 – 12 Ma) formato da sedimenti erosi sia dalla parte assiale della catena Alpina che dalle unità delle Alpi Meridionali, trasportati da un paleo-Adda e infine deposti in un bacino marino sotto forma di depositi torbiditici.

Bibliografia

Bernoulli, D., Bichsel, M., Bolli, H.M., Markus, O. Häring, Hochuli, P.A. & Kleboth, P. 1981. The Missaglia Megabed, a catastrophic deposit in the Upper Cretaceous Bergamo Flysch, northern Italy. Eclogae geol. Helv. Vol. 74/2 Pages 421-442.

Manatschal, G., Muntener, O., Lavier, L.L., Minshull, T.A. & Peron-Pinvidic, G. 2007. Observations from the Alpine Tethys and Iberia–Newfoundland margins pertinent to the interpretation of continental breakup. From: Karner, G. D., Manatschal, G. & Pinheiro, L. M. (Eds) Imaging, Mapping and Modelling Continental Lithosphere Extension and Breakup. Geological Society, London, Special Publications, 282, 291–324.

Jadul F. 1986. Stratigrafia e paleogeografia del Norico nelle Prealpi Bergamasche occidentali. Riv. It. Paleont. Strat., 91 (1985), 479-512, Milano.

Winterer, E. L. & Bosellini, A. 1981. Subsidence and sedimentation on Jurassic passive continental margin, Southern Alps, Italy. Bull. Am. Assoc. Petrol. Geol. 65, 394–421.