Da Marciana Marina si prosegue per Marciana e quindi sempre sulla strada panoramica verso ovest per la Zanca. Da qui si scende verso la costa raggiungendo il parcheggio di Capo Sant’Andrea. Si prende il sentiero verso ovest che costeggia il mare raggiungendo il Capo Sant’Andrea ove la costa si fa meno acclive (Fig. 1). Lungo il sentiero e a Capo Sant’Andrea affiora il plutone di M. Capanne.
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Il plutone di Monte Capanne (con età radiometrica di raffreddamento di circa 6,8 Ma, ovvero Messiniano inferiore p.p.) ed il suo corteo filoniano di dicchi, generalmente leucogranitici ed aplitici, rappresentano la testimonianza del magmatismo post-orogenico in Toscana (Eberhardt & Ferrara, 1962; Borsi e Ferrara, 1971; Saupe et al., 1982; Juteau et al., 1984; Coli et al., 2001; Dini et al., 2002; Gagnevin et al., 2004, 2005, 2008, 2010; Westerman et al., 2004; Farina et al., 2010). Questo corpo magmatico si è intruso nelle rocce della successione ofiolitica dell’Elba occidentale (Unità Monte Strega in Principi et al., 2015) che sono state da esso termometamorfosate (vedi Stop di Spartaia). In particolare, il plutone del Monte Capanne è stato alimentato da diversi impulsi di magma che si fusero in una sola intrusione. Tre facies principali (Dini et al., 2002; Westerman et al., 2004; Farina et al., 2010) possono essere rilevate alla scala dell’ intero corpo magmatico (ma le primi due sono le più importanti):
1) la facies di Sant’Andrea a composizione monzogranitica è caratterizzata da numerosi grandi megacristalli di K-feldspato ed inclusioni mafiche (di colore scuro) di varie dimensioni;
2) la facies granodioritica-monzogranitica di San Piero, che viene cavata nell’omonima località, presenta una consistenza omogenea essendo priva di grandi megacristalli e inclusi mafici;
3) la facies di San Francesco presenta caratteristiche intermedie.
A Capo Sant’Andrea è ben esposta la facies di Sant’Andrea del plutone di M. Capanne. Questa facies ricca in megacristalli di felspati bianchi (Figg. 1 e 2) è anche tipica delle parti esterne di altri plutoni dell’Arcipelago Toscano (ad esempio i plutoni delle isole del Giglio e di Montecristo). La roccia granitoide di colore grigio chiaro-biancastro presenta una struttura granulare da media a grossolana, ma anche porfiroide ed ipidiomorfa per la presenza dei megafenocristalli feldspatici ad abito prismatico (Fig 1 e 2). La massa di fondo xenomorfa è composta da ortoclasio pertitico, quarzo, plagioclasio acido-intermedio e laminette di biotite. Inoltre, a scala microscopica, sono riconoscibili apatite, zircone, tormalina, sphene, e monazite come minerali accessori.
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Specialmente in questo affioramento nel monzogranito sono presenti inclusi mafici con bordo rotondeggiante e di forma ellissoidale e di dimensioni da centimetriche fino a metriche (Fig. 3) che rappresentano oltre l’1-2% della superficie affioramento. In particolare questi sono costituiti da rocce a grana fine e di colore grigio scuro. Dal punto di vista composizionale possono essere classificati come rocce da tonalitiche a monzogranitiche. Infatti la paragenesi mineralogica degli inclusi mafici è simile a quella del granitoide incassante, anche se con più alto contenuto in biotite e plagioclasio. L’inclusione di megacristalli K-feldspato e di cristalli di plagioclasio provenienti dal corpo granitoide incassante è indicativo di un comportamento plastico durante la messa in posto di questi corpi mafici nella massa granitoide.
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In particolare nel disegno di Fig. 4 sono evidenziate le relazioni tra un incluso mafico ed il granitoide incassante. Sono riconoscibili tre strutture principali: a) megacristalli di K-feldspato trasversali al contatto tra l’incluso ed il granitoide incassante; b) megacristalli K-feldspato, completamente circondati dalla massa cristallina mafica recante strutture complesse; c) zone dell’incluso mafico recanti strutture a “pista” (tipo “Schlieren”) indicative di movimenti plastici all’interno dell’incluso stesso ancora parzialmente fuso. Queste caratteristiche, unitamente alla loro forma da ellissoidali a sferica a forme arrotondate, i loro margini cuspidati e la tessitura magmatica, indicano che gli inclusi rappresentano magmi mafici iniettati e meccanicamente smembrati (“mingling”) nella massa granitoide ancora non consolidata del plutone di M. Capanne. Questi inclusi mafici possono essere facilmente distinti dai frammenti di rocce metamorfiche (“xenoliti”) generalmente ad aspetto angolare presenti nella parte esterna del plutone prossima al contatto con le rocce dell’anello termometamorfico (vedi Stop di Spartaia). La massa cristallina del granitoide ed anche le rocce dell’aureola termometamorfica sono tagliate localmente da faglie e fratture che si svilupparono durante le fasi di raffreddamento del plutone con disposizione per lo più radiale e concentrica rispetto al plutone stesso. Alcune di queste hanno permesso l’intrusione di filoni mafici così come in altre parti del plutone (vedi Principi et al., 2015 e carta geologica). Questi filoni magmatici, denominati Porfido di Orano (OD in Fig. 5) presentano caratteristiche diverse dagli inclusi mafici del granitoide a causa di: a) colore da grigio scuro fino al verdastro; b) andamento circa rettilineo, ma comunque sinuoso che indica che sono stati iniettati nel corpo monzogranitico ancora non completamente cristallizzato; c) la presenza di inclusi mafici microgranulari e megacristalli di K-feldspato. Inoltre i dati chimici mostrano che i filoni presentano una composizione diversa e meno evoluta rispetto al granitoide ed anche ai suoi inclusi mafici. A tale riguardo la composizione isotopica delle rocce intrusive granitoidi dell’Isola d’Elba mostra un alto rapporto 87Sr/86Sr (da 0.71464 a 0.71528) e bassa rapporto 143Nd/144Nd (da 0.51209 a 0.51212) (Juteau, 1984). Questi valori, accoppiati con alti valori di 18O (11,40-11,43 in Turi & Taylor, 1976) e dati degli elementi in tracce (Poli 1992) mostrano una chiara origine crostale delle rocce granitoidi, mentre gli inclusi mafici ed i filoni di Porfido di Orano hanno una provenienza più profonda. Questi ultimi contaminarono i magmi granitoidi soprastanti o rimanendo in forma di corpi “immiscibili” (es. gli inclusi mafici) per processi rispettivamente di mixing e mingling (vedi Peccerillo et al, 1987;. Poli et al, 1987;. Innocenti et al, 1992;. Poli, 1992). L’età radiometrica dei filoni del Porfido di Orano è di 6,85 Ma.
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Da Marciana Marina si prosegue per Marciana e quindi sempre sulla strada panoramica verso ovest per la Zanca. Da qui si scende verso la costa raggiungendo il parcheggio di Capo Sant’Andrea. Si prosegue lungo costa verso est fino a Punta del Cotoncello. Qui sono ben esposte interessanti strutture fluidali presenti all’interno del corpo granitoide già descritte da Boccaletti & Papini (1989).
Le strutture interne sono costituite da piani e lineazioni definite dall’orientazione degli inclusi mafici e xenoliti, nonché da quella dei megacristalli di K-feldspato (Fig. 1), dei cristalli di plagioclasio e delle miche (essenzialmente biotiti). Le tessiture osservate danno informazioni sia sulla forma del corpo intrusivo, sia sulle sue condizioni di messa in posto. In particolare queste evidenziano le sollecitazioni che la massa magmatica ha subito durante le fasi di sollevamento e di solidificazione.
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Le strutture interne (foliazioni) formate durante la messa in posto del magma mostrano che i cristalli e gli inclusi mafici scorrevano in sospensione nella massa fusa viscosa fino alla sua completa solidificazione. Dal momento che la fase magmatica solidifica con continuità, le foliazioni nei granitoidi possono derivare da diversi meccanismi come il flusso magmatico, il flusso submagmatico, deformazioni allo stato solido ad alta moderata e bassa temperatura. che suggeriscono anche alcuni criteri di riconoscere l’origine della foliazione. Ad esempio, un pronunciato parallelismo delle strutture interne in prossimità dei margini di intrusione è un buon indicatore di foliazione magmatica che può essere utilizzata per dedurre la forma del corpo intrusivo, in quanto il grado di isoorientazione dei minerali di solito aumenta ai margini di intrusione.
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Gli affioramenti di Punta del Cotoncello sono tra i migliori per osservare questi caratteri strutturali all’interno del granitoide nelle sue zone più esterne. Qui l’isorientazione dei megacristalli di K-feldspato e le strutture vorticose fluide rappresentate da entrambe biotiti e fenocristalli di K-feldspato sono molto evidenti (Figg. 1 e 2). La presenza di queste caratteristiche indica un rapido raffreddamento nelle zone dei margini del plutone. Sempre a Punta del Cotoncello è evidente all’ interno della massa granitoide la presenza di uno spesso filone magmatico biancastro (Leucogranito di Punta del Cotoncello). Questo filone, che intrude sia il Monzogranito di Monte Capanne che la sua aureola termometamorfica, presenta una lunghezza di circa 500 metri ed una larghezza massima sui 100 m e una composizione monzogranitica, con scarsi megafenocristalli di K-feldspato e assenza di inclusioni mafiche. La massa di fondo cristallina è più fine di quella del Monzogranito di Monte Capanne. Dato che questo filone è tagliato dal Porfido di Orano ed intrude il Monzogranito di Monte Capanne, risulta anche per esso una età miocenica superiore (Messiniano inferiore p.p.). Ritorniamo a ritroso al parcheggio di Capo S.Andrea.", "img": "http://api.webmapp.it/elba/media/Geo_02_Img_01.jpg", "id": 2, "imageGallery": [ { "src": "http://api.webmapp.it/elba/media/Geo_02_Img_01.png", "caption": "prova caption 1" }, { "src": "http://api.webmapp.it/elba/media/Geo_02_Img_02.png", "caption": "prova caption 2" } ] }, "geometry": { "type": "Point", "coordinates": [ 10.147464696401972, 42.807338081764314 ] } }, { "type": "Feature", "properties": { "name": "Le rocce dell'aureola metamorfica del M. Capanne a Spartaia", "body": "
Da Portoferraio si prende la strada in direzione Procchio. Arrivati a Procchio si devia per la strada litoranea panoramica per Marciana Marina. Dopo poco più di un km appena entrati nell'abitato di Spartaia si prende una strada a destra in discesa. Raggiungiamo l'area di parcheggio della spiaggia di Spartaia. Lungo la strada, di fronte all’ Hotel Désirée, si nota il contatto intrusivo tra il monzogranito del Monte Capanne con dicchi leucogranitici e le rocce incassanti termometamorfiche qui rappresentate da strati quarzitici derivanti dalla ricristallizzazione dei Diaspri di Monte Alpe della successione ofiolitica. Arrivati al parcheggio prendiamo un sentiero lungo la scogliera della parte occidentale della baia di Spartaia (a sinistra dell’Hotel) dove affiorano marmi con intercalazioni di metapeliti. Queste rocce sono tagliate da filoni leucogranitici. In pochi minuti si raggiunge un taglio di cava caratterizzato da marmi e calcescisti polideformati in forma di pieghe metriche/decametriche (Fig. 1). Queste rocce metacarbonatiche sono correlabili ai Calcari a Calpionella della successione ofiolitica. Queste rocce sono tagliate da un dicco biancastro del Porfido di spessore metrico che appare ricristallizzato e foliato come le rocce carbonatiche incassanti. La caratteristica strutturale principale di questo affioramento è rappresentata dalle pieghe metriche/ decametriche, di tipo da serrato ad isoclinale che sono caratterizzate da una scistosità di piano assiale (S2 in Fig. 1), da zonale a discreta, e spaziata alla scala da millimetrica a centimetrica.
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Gli assi delle pieghe sono orientati da NE-SW a NNW-SSE con una immersione verso SW o N, mentre i piani assiali immergono a NW. Queste pieghe deformato una precedente stratificazione metamorfica che corrisponde alle partizioni litologiche.
Sono osservabili raramente anche cerniere sdradicate di strutture plicative più antiche. Nella parte superiore dell’affioramento, il dicco biancastro del Porfido di Portoferrario tagli vistosamente la stratificazione delle rocce marmoree, ma risulta ricristallizzato e scistosato come quest’ultime. Infatti, la S2 attraversa il contatto piegato tra porfido e marmi (Fig. 2).
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Nelle rocce ricristallizzate marmoree sono presenti tipiche associazioni mineralogiche metamorfiche di “contatto” ovvero termometamorfiche. In particolare: nei metacarbonati sono presenti wollastonite, plagioclasio calcico, clinopirosseno diopsidico, granato grossularitico, vesuvianite, scapolite, K-feldspato; nelle metapeliti: biotite, plagioclasio intermedio-calcico, cordierite, andalusite e k-feldspati). Queste associazioni sono caratteristiche della cosidetta Facies a pirosseno delle Cornubianiti che è coerente con la vicinanza del corpo plutonico Monte Capanne con picchi di temperatura di 600 ° -700 ° C a pressioni di circa 2kbar (Barberi & Innocenti, 1965; Dini et al., 2002; Rossetti et al., 2007; Pandeli et al., 2013, 2016). Le rocce marmoree sono inoltre attraversate da fratture spaziate alla scala centimetrica/decimetrica che sono riempite da minerali di alta temperatura (vesuvianite, grossularia wollastonite) e idrotermali (ad esempio epidoto, quarzo).I dati suggeriscono che il piegamento delle rocce marmoree si è verificato dopo l'intrusione del Porfido di Portoferraio ed è verosimilmente collegato alla intrusione “forzata” del plutone magmatico del Monte Capanne, che ha prodotto non solo il termometamorfismo di queste rocce, ma anche la loro deformazione. Da Marciana Marina si prosegue per Marciana e quindi sempre sulla strada panoramica verso ovest per la Zanca. Da qui si scende verso la costa raggiungendo il parcheggio di Capo Sant’Andrea. Si prende il sentiero verso ovest che costeggia il mare raggiungendo il Capo Sant’Andrea ove la costa si fa meno acclive (Fig. 1). Lungo il sentiero e a Capo Sant’Andrea affiora il plutone di M. Capanne.
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La successione della Subunità Volterraio è la più completa (con la subunità Monte Serra, più a N) e spessa delle sei subunità dell’Unità ofiolitica Monte Strega e comprende Gabbri (Giurassico medio p.p.), Basalti (Calloviano p.p.-Oxfordiano inferiore), Formazione di Nisportino (Berriasiano) e Calcare a Calpionelle (Berriasiano terminale-Hauteriviano p.p.) (Bortolotti et al., 2001, 2015; Principi et al., 2015). I basalti dell’affioramento si trovano quasi al tetto della formazione, vicini quindi ai sovrastanti Diaspri di Monte Alpe. Si tratta di Basalti con struttura a cuscini, (detti più comunemente pillow), come praticamente quasi tutti i basalti dell’isola; piuttosto scarse sono infatti le colate massicce.
I pillow (Fig. 1) sono strutture più o meno rotondeggianti, raramente tubolari, di dimensioni massime poco superiori al metro, con forma a castagna rovesciata, sovrapposte in modo che il picciolo di quelle soprastanti si insinua tra i “dorsi” di quelle sottostanti e sono la struttura tipica dei basalti effusi sui fondali oceanici specie se con morfologia mossa, quando la colata, non abbondante, si solidifica in superficie formando una crosta vetrosa. Il fuso caldo interno rompe la crosta lasciando uscire getti di lava che solidificano subito all’esterno e rotolano formando delle “sfere” di lava coperte da una parte superficiale solidificata e si accumulano ai piedi del pendio, dove si adattano alla forma dell’accumulo sottostante, schiacciandosi leggermente e formando i pillow. Un peduncolo si forma normalmente alla base, tra i pillow sottostanti. Ritornando alcune decine di metri indietro sulla strada, si prende una mulattiera in salita con altri affioramenti di pillow lava ove si notano altre tipiche strutture.
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Talora il pillow si svuota parzialmente dando origine a delle cavità piatte (pillow shelf) vuote o riempite dai sedimenti marini silicei che possono depositarsi tra una colata e la successiva (Fig. 2). I pillow tubolari rappresentano i canali lungo cui scorreva il magma. La posizione dei peduncoli e i rari pillow shelf danno una sicura indicazione della giacitura originaria, indicando grossolanamente l’orizzontale; in questo affioramento i peduncoli, e soprattutto un pillow shelf indicano un’inclinazione di una trentina di gradi verso SO.
La superficie esterna dei pillow si mostra molto fratturata e costituita da una pasta vetrosa trasformata principalmente in clorite. Sono riconoscibili anche strutture variolitiche (piccole escrescenze a forma tondeggiante o anulare, Fig. 3) dovute alla lenta ricristallizzazione del vetro superficiale del pillow in plagioclasio, e successivamente alterate in zeoliti I basalti mostrano infatti un’alterazione oceanica, caratterizzata da cristallizzazione di clorite, albite, actinolite e pumpellyite. Duplice può essere la tessitura interna:
a) afirica, con struttura ofitica o subofitica: plagioclasio idiomorfo, trasformato generalmente in albite + epidoto o sericite, clinopirosseno allotriomorfo, generalmente cloritizzato e talora anfibolitizzato;
b) porfiritica: fenocristalli di plagioclasio idiomorfi o subidiomorfi, massa di fondo con struttura ofitica o subofitica con plagioclasio, clinopirosseno e scarsi ossidi di ferro.
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Le analisi petrologiche e geochimiche mostrano affinità N-MORB (normal middle-ocean basalts). Il leggero impoverimento in terre rare pesanti rispetto a quelle intermedie viene interpretano (Montanini et al., 2008 e Saccani et al., 2008) come dovuto ad una genesi dei magmi primari nella zona di transizione oceano-continente.
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Da Portoferraio si prende la strada per Bagnaia e, prima di raggiungerla, si volta a destra per la strada del Volterraio che porta a Rio dell’Elba. Arrivati presso il castello, oltre la strettoia tagliata nei basalti a cuscino, si apre sulla sinistra un bel panorama verso Portoferraio. Si procede per qualche centinaio di metri fino allo Stop.
Nel pendio verso il mare, la morfologia ci evidenzia la zona di contatto tra i basalti e i Diaspri di Monte Alpe, che affiorano in tratti rocciosi (Fig. 1). I Diaspri di Monte Alpe passano verso l’alto (vedi linea tratteggiata superiore celeste) alle formazioni più alte della Successione del M. Strega, ovvero la Formazione di Nisportino e i Calcari a Calpionelle. Sullo sfondo, oltre il Golfo di Portoferraio, si apre la visione sul Monte Capanne che domina la geologia e la morfologia dell’Elba occidentale.
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Da Portoferraio si prende la strada per Porto Azzurro. Dopo 7,5 km, poco oltre il Golf dell’Acquabona, in corrispondenza di Casa Marchetti si gira a sinistra per la strada sterrata della miniera del Buraccio; dopo circa 7 chilometri si prende, leggermente a destra, una sterrata più stretta che passa sotto Monte Castello e, dopo poco meno di tre chilometri, si parcheggia alle sue pendici nord sullo spiazzo pianeggiante a sinistra che segna il crinale Monte Castello - Cima del Monte. Da qui si gode anche la vista di Porto Azzurro in basso a S.
In questa zona affiora una porzione della copertura sedimentaria della Subunità Volterraio (Unità ofiolitica Monte Strega) e una faglia normale, entro la cui breccia (gouge) si intrude un filone shoshonitico.
Alla successione della subunità mancano infatti oltre ai termini inferiori, dal basso: Gabbri (Giurassico medio p.p.) e Basalti (Calloviano p.p.-Oxfordiano inferiore), i termini più alti: Calcari a Calpionelle (Berriasiano terminale-Hauteriviano p.p.) e Scisti a Palombini (Hauteriviano p.p.-Cenomaniano?) Sono quindi presenti i Diaspri di Monte Alpe, che si sono deposti al tetto dei basalti, e la sovrastante Formazione di Nisportino, che costituisce la transizione ai Calcari a Calpionelle.
Diaspri di Monte Alpe (Calloviano?inferiore-Berriasiano p.p.)
La formazione è costituita da strati di radiolariti rosse, o più raramente verdastre, generalmente laminate, regolarmente alternate a diaspri argillosi rossi, porcellaniti siltose e argilliti rosse più o meno silicee. La stratificazione è sempre sottile. Verso l’alto le radiolariti diminuiscono e cresce la porzione argillitica. Le radiolariti rosse sono ricche in radiolari ben conservati che ne hanno permrsso una datazione abbastanza precisa. L’ambiente di deposizione è pelagico, in un’area oceanica al di sotto del CCD.
Formazione di Nisportino (Berriasiano)
La formazione è costituita da tre sezioni, dal basso: a- un livello spesso in generale 20-30 metri che consiste in un’alternanza di calcari selciferi grigi o verdastri, intercalati ad abbondanti argilliti e siltiti rossastre; alla base ancora qualche strato diasprino. L’età, in base ai nannofossili e calpionellidi presenti è Berriasiano inferiore; b- un bancone (denominato Membro della Rivercina”), spesso da 15 a 30 metri di calcilutiti marnose grigie con frattura a saponetta. I nannofossili presenti hanno dato come età il Berriasiano medio/superiore; c- un livello spesso molte decine di metri che alla base è costituito da argilliti rossastre con rari calcari silicei, più in alto i calcari grigi e rossstri diventano prevalenti. Il tetto, al contatto con i Calcari a Calpionelle, è costituito da un bancone plurimetrico di argilliti marnoso-siltose. L’età, in base ai nannofossili presenti è Berriasiano terminale.
Subito prima di parcheggiare si può osservare a sinistra (O-NO), oltre il torrentello (Fig. 1), un’anticlinale pluri-ettometrica, aperta, con asse circa NO quasi verticale, ma con leggera pendenza verso E, che interessa la Formazione di Nisportino. Spettacolare è il fianco orientale dove si osservano le pieghe parassite (drag folds), evidenziate dalle differenze litologiche della formazione.
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La maggior parte del nucleo della piega è formato dal suo membro delle Marne della Rivercina mentre ai fianchi compaiono alternanze tra calcari e siltiti rossastre della sezione sommitale, che preludono al passaggio ai Calcari a Calpionelle visibili in lontananza verso NO. Guardando verso E si vedono le creste diasprine del Monte Castello.
Lasciata l’auto, scendiamo a piedi qualche decina di metri verso una piccola punta rocciosa formata dai Diaspri di Monte Alpe, e ci fermiamo davanti a questo affioramento. Ci troviamo qui lungo una faglia normale ad alto angolo, Faglia di Monte Castello, che fa parte di un sistema di faglie normali ad alto angolo con andamento NE-SO che interessano solamente l’Unità ofiolitica Monte Strega e disegnano a N il Graben di Cima del Monte, interrotto a NE dalla Faglia di trasferimento sinistra di Cima del Monte. Le due faglie principali sono, a S la faglia di Monte Castello immersa a NO e a N quella dell’Acqua Cavalla immersa a SE. La Faglia di Monte Castello delimita a SE la porzione ribassata del graben e mette a contatto i Diaspri di Monte Alpe fortemente spiegazzati, a S, con una serie di pieghe da decametriche ad ettometriche con asse circa NS, costituite dalla Formazione di Nisportino con al nucleo i Diaspri di Monte Alpe, a N.
Si può qui osservare lo specchio di faglia, su cui si sono formate numerose striature ad andamento verticale (dip-slip) che indicano il movimento della faglia, in questo caso un ribassamento verso NO.
Nella zona di faglia si è formata breccia di faglia (gouge), larga anche qualche metro, formata essenzialmente da elementi diasprini, con frammenti dei vari litotipi della Formazione di Nisportino. Possiamo osservare un filone di una roccia porfirica grigio scura e bruna ricca in fenocristall, che intrude, con assetto indeformato la breccia tettonica della Faglia di Monte Castello e prosegue poi verso N (con una leggera inclinazione verso O) attraversando le litologie marnoso-siltose della formazione di Nisportino. Questo filone (Filone di Monte Castello) è seguibile fino alla Faglia dell’Acquacavalla, entro cui sembra scomparire. Si tratta di un filone (Bortolotti et al., 2001, 2015; Conticelli et al., 2001; Principi et al. 2015) spesso da pochi a circa 140 centimetri che mostra una tessitura porfiritica (Fig. 2) con fenocristalli di plagioclasio labradoritico-bitownitico, clinopirosseno augitico, olivina, e scarsi xenocristalli di K-feldspato (oligoclasio) di dimensioni fino a 10 cm. Per l’intensa alterazione i minerali originari sono spesso sostituiti da minerali secondari: in qualche caso clinopirosseno e plagioclasio sono ancora preservati, mentre l’olivina è sempre sostituita da aggregati di smectite (non è quindi analizzabile) entro cui si osservano inclusioni di clinopirosseno diopsidico e Mg-cromite. La massa di fondo è costituita da clinopirosseno, K-feldspato, plagioclasio, magnetite ed apatite.
La composizione della roccia totale indica che il magma d’origine, con sorgente nel mantello superiore, era shoshonitico, con chiara affinità alcalino-potassica. Questi dati aggiunti a quelli sugli elementi in tracce indica che questo filone appartiene alla serie potassica Plio-Pleistocenica italiana e assomiglia fortemente alle rocce dell’Isola di Capraia e della Toscana meridionale (Peccerillo et al., 1987; Westerman et al, 1994). La sua composizone indica altresì che ha attraversato, senza evidenti contaminazioni, un corpo monzogranitico che gli ha ceduto i grandi xenoliti. La loro presenza e la mancanza di paragensi di reazione indica chiaramente che il filone ha attraversato il monzogranito, molto probabilmente il Monzogtanito di Porto Azzurro, dopo il suo raffreddamento.
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Una datazione radiometrica col metodo 39Ar/40Ar (Conticelli et al., 2001) ha fornito un’età di cristallizzazione di 5,83±0,14 Ma, che corrisponde al Messiniano superiore, età dell’ultimo evento del complesso magmatico dell’Elba orientale, il plutone di Porto Azzurro (circa 5,9 Ma), cui il filone sembra legato.
Risalendo verso il crinale si può osservare sul terreno il filone e i suoi rapporti con i vari termini della Formazione di Nisportino. Si torna così al luogo di parcheggio. In sintesi in quest’area sono ben visibili gli effetti di due tipi di deformazione della copertura sedimentaria giurassico-cretacea della Unità ofiolitica Monte Strega:
a) deformazione plicativa, più antica, che ha formato strutture anticlinaliche e sinclinaliche ad andamento N-NO/S-SE, quasi verticali ma con leggera vergenza verso E;
b) più recente, distensiva, che si struttura in una serie di faglie ad andamento NE-SO che disegnano un piccolo graben (Graben di Monte Castello) di cui le faglie di Monte Castello e quella antitetica ad O dell’Acquacavalla delimitano il blocco ribassato, (Bortolotti et al., 2001, 2015; Principi et al. 2015).
A NE queste faglie si interrompono contro una linea trascorrente sinistra NO-SE, la Faglia di Cima del Monte, a SO sembrano scomparire sotto la Faglia normale a basso angolo dell’Elba Centrale (fig 1), che sarebbe quindi più antica, e lungo cui sembra essersi prodotto, a causa del sollevamento del Monte Capanne (età isotopica circa 6,9 Ma), uno scivolamento delle Unità Lacona e Ripanera verso E, fino ad accavallarsi sull’Unità ofiolitica Monte Strega.
È possibile a questo punto ricavare una cronologia relativa degli eventi che hanno interessato la zona:
1- L’evento più antico, compressivo, ha causato il piegamento dell’Unità Monte Strega. L’età è qui non definibile ma si deve supporre compresa tra l’età più giovane delle rocce interessate dal piegamento (qui il Cretaceo degli Scisti a Palombini, ma poco più ad O l’Eocene medio dell’Unità Lacona) e l’età delle Faglie di Monte Castello e dell’Acqua Cavalla, la prima delle quali ha una breccia di faglia intrusa da un filone del Messiniano superiore: l’intervallo di tempo disponibile,dai dati qui disponibiliva quindi dall’Eocene medio/?superiore a prima del Messiniano superiore.
2- Una fase distensiva con la formazione del Graben di Monte Castello, prima del Messiniano superiore (età della messa in posto del plutone di Porto Azzurro cui il filone sembra essere collegato), e probabilmente abbastanza precedente. Se la Faglia dell’Elba Centrale è legata al sollevamento del plutone di Monte Capanne (età isotopica circa 6,9 Ma, Messiniano inferiore) potrebbe essere anche più vecchio del plutone stesso, ed entrare nel Tortoniano.
3- Seguono due eventi cui non possiamo dare un ordine di precedenza:
3a- la formazione della Faglia di trasferimento di Cima del Monte, che interrompe il Graben
3b- l’intrusione del filone (età isotopica 5,83 Ma, Messiniano superiore).
Successivamente, ma solamente più ad E, si trova un sistema di faglie normali ad alto angolo. ad andamento N-S (databile tra 5,4 e 4,8 Ma) che rappresenta l’ultimo evento tettonico nell’Isola d'Elba.
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In questa zona (Fig. 1) affiora il contatto tra l’Unità Porto Azzurro e le unità sovrastanti embricate (Unità Acquadolce e Unità Monticiano-Roccastrada) tramite la Faglia di Zuccale. Sul promontorio affiorano le rocce polimetamorfiche dell’Unità Porto Azzurro intruse da filoni magmatici di colore chiaro (Fig. 1).
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Complesso di Monte Calamita
La formazione è costituita da filladi quarzitici e micascisti polideformate di colore grigio e grigio-verdastro il cui protolito è probabilmente di età Paleozoica (Puxeddu et al, 1984; . Pandeli et al., 1994; Garfagnoli et al., 2005) (Fig. 2).
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La scistosità principale di queste rocce è verosimilmente di età Alpina (27-30 Ma) ed è fortemente interessata dalla cristallizzazione tardiva di minerali termometamorfici statici (per esempio biotite e andalusite) causati dalla intrusione del plutone monzogranitico di Porto Azzurro (5,9 Ma l’età radiometrica: Borsi e Ferrara, 1971; Saupe et al, 1982; Ferrara e Tonarini,.1985; 1993; Maineri et al., 2003), che affiora ovest di questa zona (spiaggia di Barbarossa). Queste rocce non mostrano qui evidenze di mineralizzazioni a ferro e sono tagliate da filoni magmatici biancastri di spessore da centimetrico a decimetrico e di composizione aplitica (con quarzo, K-feldspati e tormalina nera) che appartengono allo sciame filoniano della intrusione del plutone monzogranitico di Porto Azzurro. In particolare il quadro strutturale delle rocce del Complesso di Monte Calamita è caratterizzato alla mesoscala da piegamenti (F2) di tipo serrato fino ad isoclinale di dimensioni centimetriche/decimetriche che presentano un piano assiale a bassa inclinazione e che deformano la scistosità principale S1 di tipo continuo. Queste pieghe sono poi state deformate da altre (F3) di tipo da aperto a chiuso alla scala metrica/decametrica e con piano assiale generalmente sub-verticale. Alle pieghe F2 è associato un clivaggio di crenulazione, mentre alle F3 è legato un clivaggio di frattura. Raramente sono riconoscibili relitti di pieghe isoclinali D1 di taglia centimetrica. Le F3 sono infine tagliate dai dicchi aplitici. Queste rocce vengono a contatto superiormente con un orizzonte cataclastico mineralizzato di colore ocraceo. È evidente che tutte le strutture del Complesso di Monte Calamita (dicchi aplitici inclusi) si interrompono bruscamente contro questa superficie (Fig. 3). La superficie di contatto immerge a basso angolo verso O/NO.
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Guardando al Nord, possiamo vedere una bella vista dell’area mineraria del Lago di Terranera.
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Questo è un orizzonte di circa 10 m di spessore di colore ocra giallastro, costituito da una breccia poligenica spesso foliata. I suoi clasti (da millimetrici fino a 10-15 cm) derivano in gran parte dal sottostante Complesso di Monte Calamita e dalla sovrastante Unità Monticiano-Roccastrada (ad es. le filladi nere grafitose della Formazione di Rio Marina e le filladi cloritiche verdastre dell’Unità Acquadolce). I clasti angolari/subangolari sono generalmente allineati lungo la foliazione (Fig. 2) che è localmente interessata da piegamenti a scala decimetrica/metrica di tipo da asimmetrico a rovesciato. La Formazione di Rio Marina di età Carbonifero-Permiana, appartenente all’Unità Monticiano-Roccastrada, poggia tettonicamente sull’orizzonte cataclastico. Questa formazione comprende filladi grafitose nere con intercalazioni di metasiltiti quarzitiche e metarenarie grigi localmente con sovraimpressioni di biotite o macchie andalusite termometamorfiche.
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Da Porto Azzurro si prende la strada per Rio Marina. Dopo 2,5 km si gira a destra per la Spiaggia di Reale. Si parcheggia nelle adiacenze del Campeggio. Si prende il sentiero verso est costeggiando la costa fino ad arrivare sulla parte nord-occidentale del promontorio ove esiste ancora un ripiano con un manufatto in cemento da cui si apre il panorama sull’area mineraria di Terra Nera e sull’omonimo laghetto. Dalla scogliera del promontorio scendiamo sulla spiaggia detta Spiagge Nere dove la breccia tettonica è ben esposta lungo la scarpata a monte della spiaggia.
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Qui la breccia visibilmente foliata include anche molti clasti carbonatico-marmorei e di serpentiniti foliate più o meno cloritiche in una matrice filladico-carbonatica dominante (Fig. 2).
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Scaglie tettoniche metriche/decametriche costituite da alternanze di marmi biancastri a giallastri, e calcescisti grigio-biancastro sono localmente presenti all’interno dell’orizzonte cataclastico. Queste rocce carbonatico-marmoree probabilmente appartengono alle rocce mesozoiche sommitali dell’Unità Porto Azzurro o all’Unità Acquadolce (litofacies dei Marmi della Valdana e dei calcescisti). Le osservazioni al microscopio rivelano l’assenza di blastesi lungo la foliazione pervasiva della matrice della cataclasite, indicando che tutti gli eventi metamorfici (incluso il termometamorfismo) precede quello cataclastico. Questi dati indicano una natura \"fredda\" di questo orizzonte cataclastico, che si è formato dopo l’intrusione del plutone di Porto Azzurro, possibilmente in un ambiente ricco di fluido (vedi anche Collettini et al., 2006a, 2006b). Diversi indicatori cinematici (pieghe asimmetriche, clasti tipo “mantled” intrafoliari o faulted, etc.) mostrano un senso di taglio o di trasporto tettonico tipo “top a NE” o “top a SO”. Il senso opposto di taglio potrebbe suggerire un utilizzo ripetuto di questo orizzonte cataclastico durante le ultime fasi di messa in posto delle unità dell’Elba orientale. Infine, in questo affioramento, la foliazione appare delicatamente piegata da un evento deformativo successivo. Il promontorio, che chiude a nord Spiagge Nere, è costituito ancora dal Complesso di Monte Calamita. Il contatto con il soprastante orizzonte cataclastico presenta una forma a duomo probabilmente dovuta ai piegamenti tardivi. L’orizzonte cataclastico scompare verso nord al di sotto delle quarziti e delle filladi bianco-perlacee e verdi del “Gruppo del Verrucano” Triassico (stratigraficamente soprastante la Formazione di Rio Marina). Queste rocce triassiche rappresentano il nucleo di una piega sinclinale dell’Unità Monticiano-Roccastrada.
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Raggiungiamo la parte orientale della spiaggia di fronte al laghetto di Terranera (Fig. 2). Proseguiamo verso est fino a raggiungere un affioramento roccioso di colore scuro ricco in mineralizzazioni.
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Stop 4 -Mineralizzazioni a ferro della zona Terranera
Qui le filladi grafitose della Formazione di Rio Marina sono tagliate da fratture e faglie, con orientazione circa meridiana (da N320 a N360) e in gran parte riempite da mineralizzazioni ad ematite ± quarzo ± adularia (Fig. 3). Ancora più verso est, al di là della faglia principale sub-verticale mineralizzata, affiora il contatto tra la Formazione di Rio Marina e la sottostante Unità Acquadolce con al tetto serpentiniti alterati in talcoscisti che riposano su filladi cloritiche e metarenarie (Fig. 1).
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I lavori minerari a Terranera, iniziati nel 18° secolo, si sono conclusi circa 30 anni fa. Essi sono stati in parte eseguiti come scavi a cielo aperto nell’ area ora occupata dal lago di Terranera che è alimentato da acque dolci e marine. I corpi minerari coltivati consistevano in lenti di Fe ossidi (ematite con magnetite subordinata) e pirite posizionati al contatto tra la Formazione di Rio Marina e il sovrastante Verrucano o lungo la faglia suddetta. La porzione superiore del giacimento era prevalentemente costituita da masse limonitiche, derivati dall”alterazione esogena della pirite. In accordo con Lotti (1886) il giacimento a ferro è esteso anche al di sotto della Faglia di Zuccale che qui separa la Formazione di Rio Marina dal sottostante Complesso di Monte Calamita.
I processi minerogenetici che portano alla lo sviluppo dei giacimenti a ferro dell’Isola d’Elba attendono di ancora essere meglio definiti (vedi Tanelli et al., 2001). Ricerche in corso dovrebbero risolvere i diversi problemi, tra i quali il predominio dell'ematite sulla magnetite (che è la fase a ferro dominante tra Rio Marina e Terranera) e le relazioni con i giacimenti a skarn (affioranti, ad esempio, presso la vicina località di Punta delle Cannelle e diffusi nella parte meridionale e sud-orientale del Promontorio di M. Calamita).
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