CORNIOLA

Introduzione

La formazione della Corniola rappresenta un’unità litostratigrafica (corpo roccioso separabile da quelli adiacenti in base alle caratteristiche litologiche ed alla posizione stratigrafica) della nota Successione Umbro-Marchigiana, ben esposta nelle principali dorsali carbonatiche (allineamento di monti costituiti da rocce con carbonato di calcio) dell’Appennino centro-settentrionale. Questa unità è stata studiata principalmente nell’Appennino Umbro-Marchigiano, dove sono localizzate le più importanti sezioni stratigrafiche di riferimento (Centamore et alii, 1971; Cecca et alii, 1990; Passeri & Venturi, 2005).
La formazione della Corniola segna l’inizio della sedimentazione pelagica (cioè di mare aperto e relativamente profondo) nel Bacino Umbro-Marchigiano. L’unità è spessa nelle nostre aree poco più di 200 metri (220 metri nella sezione tipo della gola del Fiume Burano), il contatto basale è con la formazione del Calcare Massiccio, mentre verso l’alto passa al Rosso Ammonitico o alle Marne di Monte Serrone. La Corniola copre l’intervallo stratigrafico che va dal Sinemuriano alla base del Toarciano (Petti et alii, 2007), e i suoi sedimenti si sono accumulati tra i 198 e i 182 milioni di anni fa circa (Ogg et alii, 2016).

Cenni storici

La denominazione Corniola è utilizzata nella letteratura scientifica dalla fine del XIX secolo, ma è stata introdotta da Canavari nel 1880 con il termine “Còrgnola” (Petti et alii, 2007). Karl Alfred Ritter von Zittel, geologo e paleontologo tedesco, professore dell’Università di Monaco, nel 1868 effettuò delle osservazioni geologiche nell’Appennino Umbro-Marchigiano e riferì le rocce dell’odierna Corniola al “calcare marmoreo“, ma introdusse il nome “pietra carniola” per le rocce di questa unità scavate come pietra da lavoro e costruzione presso la cava di Castellaccio (Zittel, 1869, 1870).

Contesto geologico: un profondo fondale marino di circa 200 milioni di anni fa

Circa 200 milioni di anni fa, nel Giurassico Inferiore (al limite Hettangiano-Sinemuriano – Passeri & Venturi, 2005; Ogg et alii, 2016) l’area dove oggi si eleva l’Appennino Umbro-Marchigiano subì un grande sconvolgimento, a seguito di una fase di tettonica estensionale, connesso con lo sviluppo di faglie dirette, che portò all’apertura dell’Oceano Tetide (Bernoulli, 1967; Santantonio & Carminati, 2011). Questa fase tettonica causò la formazione di un caratteristico assetto del fondale marino con zone più rilevate (chiamate anche alti strutturali, horsts o piattaforme carbonatiche pelagiche) e bacini (chiamati anche bassi strutturali o grabens) che circondavano gli horsts a formare bracci di mare più profondi. Gli alti strutturali erano caratterizzati dai sedimenti litificati del Calcare Massiccio ed erano bordati da grosse scarpate sottomarine (le paleoscarpate) formate dalle faglie dirette che smembrarono la piattaforma carbonatica, raccordando gli horsts con i bassi strutturali mediante pendii sottomarini molto scoscesi. Inoltre, l’azione delle faglie dirette portò al passaggio da contesti deposizionali di piattaforma carbonatica tipo le odierne Bahamas, come testimoniato dalle sabbie calcaree grossolane con gusci di grossi molluschi, spugne calcaree, e altri organismi tipici di acque calde e poco profonde oggi riconoscibili nelle rocce del Calcare Massiccio, a contesti di mare aperto e relativamente più profondo (vedi, per esempio, Santantonio, 1993, 1994). Questi bacini “profondi” erano caratterizzati da una sedimentazione molto diversa, di tipo pelagico, dove la lenta decantazione di micro-particelle carbonatiche dalla colonna d’acqua formava una lenta nevicata di sedimenti che si accumularono sul fondale marino sotto forma di fanghi carbonatici. Questi fanghi, a seguito di lunghi processi geologici, si trasformarono da sedimento a roccia (litificazione) formando rocce molto diverse rispetto alle sabbie calcaree grossolane tipiche della piattaforma carbonatica del Calcare Massiccio. Per quasi tutto il Giurassico la “nevicata” pelagica cercò di pianeggiare il fondale marino andando a colmare le differenze di profondità esistenti tra gli alti strutturali (meno profondi) e i bassi strutturali (più profondi). Questo è registrato e si può apprezzare nelle rocce giurassiche che ora affiorano in Appennino Umbro-Marchigiano, in quanto le successioni sedimentarie accumulate sui grabens, chiamate “successioni bacinali”, sono spesse centinaia di metri (in media 500 metri), mentre quelle accumulate sugli horsts, chiamate “successioni condensate”, raggiungono al massimo i 50 metri (quindi un ordine di grandezza in meno). I fanghi micritici decantati dalle acque oceaniche si accumularono anche sulle paleoscarpate, e questo è oggi testimoniato dal contatto stratigrafico generalmente discordante (disposizione geometrica degli strati differente rispetto alla stratificazione dei depositi sotto- o soprastanti) delle unità bacinali pelagiche sui depositi di acque basse del Calcare Massiccio.
La formazione della Corniola è molto importante perché segna l’inizio della sedimentazione pelagica che caratterizzerà il bacino Umbro-Marchigiano per i successivi 160 milioni di anni, e che darà origine a una spessa successione di rocce, nota come Successione Umbro-Marchigiana.
La Corniola può poggiare sul sottostante Calcare Massiccio con un contatto paraconcordante (cioè gli strati di Calcare Massiccio e di Corniola hanno la stessa disposizione geometrica e spaziale), oppure poggia lateralmente con un contatto stratigrafico di tipo onlap sempre sul Calcare Massiccio lungo le paleoscarpate.
L’ambiente deposizionale in cui si accumularono i fanghi che costituiscono la Corniola è riferibile ad un bacino pelagico posto a una profondità maggiore di quella della base delle onde di tempesta.

Litologia

La Corniola è generalmente un calcare micritico (a tessitura molto fine), che presenta quindi un aspetto omogeneo e compatto, di colore biancastro, nocciola o grigiastro. Osservato alla lente contiene moltissimi resti di microorganismi silicei, quali radiolari e spicole di spugna. In affioramento si presenta con una stratificazione ben evidente, con strati calcarei spessi in media da 15 a 40 cm, tra i quali si intercalano frequenti liste e noduli di selce di colore biancastro o grigio/nerastro.
Non si tratta però di una unità stratigrafica omogenea, nella porzione inferiore sono infatti registrati gli effetti della fase tettonica che ha provocato lo sprofondamento del fondale marino nel Giurassico Inferiore, sotto forma di accumuli di frana sottomarina, legati allo smantellamento delle scarpate che venivano a formarsi per effetto delle faglie, o di spesse bancate originate da correnti di torbida, che trasportavano materiale di piattaforma carbonatica proveniente dagli alti strutturali, rimasti in condizioni di acque basse, a monte delle antiche scarpate di faglia (Centamore et alii, 1971; Fabbi & Santantonio, 2012).
A volte il risultato dell’instabilità del fondale si mostra invece come pacchi di strati contorti frutto di scivolamenti intraformazionali precedenti alla litificazione del sedimento, avvenuti lungo blandi pendii sottomarini a seguito di eventi sismici, e andavano ad accumularsi nelle parti più depresse del fondale; accumuli dovuti a questi fenomeni, chiamati slumpings, sono osservabili molto chiaramente lungo la strada del Bosso.
Nella porzione superiore invece, che copre l’intervallo che va dal Pliensbachiano inferiore fino al Toarciano, la stratificazione si fa più regolare e la sedimentazione è francamente pelagica. Gli ultimi strati possono essere di colore rosso e registrano la comparsa di interstrati argillosi, che preludono al passaggio alle soprastanti unità marnose (Rosso Ammonitico o Marne di Monte Serrone a seconda delle località), così come sono frequenti gli strati convoluti e contorti (slumps).

Fossili

I resti fossili più comuni nella Corniola sono microorganismi o frammenti di organismi come radiolari e spicole di spugna; sono presenti inoltre, a tratti molto abbondanti, bivalvi a guscio sottile tipo “Diotis” (Monari, 1994). I macrofossili più comuni sono le ammoniti (Venturi, 1978; Cresta et alii, 1986; Pallini, 1986; Faraoni et alii, 1996; Dommergues et alii, 1994; Venturi & Bilotta, 2001; Venturi et alii, 2005) ma sono presenti anche livelli ricchissimi di crinoidi e orizzonti a brachiopodi. Nella Corniola sono state infine rinvenute anche tracce di rettili marini, la più importante delle quali proviene dalla cava di pietra litografica situata nella gola del Fiume Burano. In questo sito nel 1983 fu rinvenuta una pista riferita a un rettile marino e attribuita alla nuova icnospecie Accordiichnus natans (Manni et alii, 1999); il rettile marino, ribattezzato “Ugo”, ha lasciato le impronte delle zampe e della coda mentre esplorava il fondale. Oggi il calco delle impronte di Ugo è conservato nel Museo di Cantiano, mentre l’originale è conservato al Museo Universitario di Scienze della Terra dell’Università La Sapienza di Roma.
In una pubblicazione scientifica, Arduini (1996) descrisse delle impronte attribuite a dinosauri sauropodi nella cava del Pallareto (Monte Acuto), causando notevole clamore. Questa interpretazione era tuttavia errata e categoricamente da escludere secondo studi successivi, dato anche che le suddette tracce fossili si troverebbero in depositi pelagici di mare profondo e quindi non accessibile a quegli enormi rettili. Nella stessa cava del Pallareto, però, vennero successivamente rinvenute probabili impronte di rettili marini (Manni et alii, 1999), che non coincidono tuttavia con quelle precedentemente attribuite a un “dinosauro”.

Livello Venturi

Al Prof. Federico Venturi, paleontologo esperto di ammoniti che ha studiato per tutta la vita le paleofaune di questi monti, è dedicato un livello fossilifero da lui stesso individuato nella cava del Pallareto, lungo la strada che da Chiaserna sale al Monte Catria (Venturi, 1978). Questo livello è caratterizzato dalla presenza di Catriceras catriensis, una specie di ammonite da lui istituita (Venturi, 1978), in associazione ad altre ammoniti tra cui Galaticeras sp. (Venturi & Bilotta, 2001), che rappresenta un importante marker biostratigrafico, in quanto segna esattamente la base del Pliensbachiano (Venturi et alii, 2004; Meister, 2010).
Questo livello fossilifero è stato individuato anche nella gola del Fiume Bosso (Faraoni et alii, 1996), e nella gola del Furlo (Venturi et alii, 2005), e livelli contenenti Catriceras perfettamente correlabili sono stati rinvenuti in numerosi settori della Tetide (Geczy & Meister, 2007; Meister, 2010).

Affioramenti significativi

La Corniola affiora estesamente lungo le gole dei fiumi Bosso e Burano, che tagliano la dorsale carbonatica del Monte Catria-Monte Nerone, ed espongono una eccezionale successione di rocce del Bacino Umbro-Marchigiano, dalle più giovani alle più antiche.
Nella gola del Bosso al nucleo dell’anticlinale affiora la Corniola, caratterizzata da estesa deformazione gravitativa sinsedimentaria (slumpings); nella gola del Burano è invece esposta una situazione unica nell’Appennino Umbro-Marchigiano: affiorano, infatti, sia il tetto (limite con il Rosso Ammonitico) che la base della Corniola, evidenziata dal passaggio al sottostante Calcare Massiccio, ben esposto sul fronte della grande cava situata nei pressi del ponte romano. In questa località è quindi possibile misurare lo spessore dell’unità e osservare le modalità di annegamento della piattaforma carbonatica del Calcare Massiccio.
La Corniola affiora, inoltre, estesamente nella gola del Furlo, dove si può apprezzare l’appoggio stratigrafico di tipo onlap sul Calcare Massiccio in prossimità della diga sul Fiume Candigliano, lungo i versanti di Monte Acuto, dove sono presenti anche siti notevoli come la Cava del Pallareto, e lungo la valle del Candigliano; in particolare a Gorgo a Cerbara, nei pressi di Piobbico, è ben evidente l’appoggio in discordanza (onlap) della Corniola sulla paleoscarpata di Calcare Massiccio riferibile all’alto strutturale di Monte Nerone (Cecca et alii, 1990; Romano et alii, 2019) e dove la porzione sommitale, di colore rosso, si presenta intensamente deformata da scivolamenti gravitativi.

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