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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Da Porto Azzurro si prende la strada per Rio Elba-Rio Marina. Superata la rotonda del bivio per Rio Elba si prosegue fino a Rio Marina. Si raggiunge la piazza centrale di Rio Marina con parco alberato e si prosegue a piedi lungo il molo panoramico. Prendiamo a destra per raggiungere la vecchia torre con l'orologio (ovvero la Torre di Rio o Torre degli Appiani); poi continuiamo sulla strada asfaltata lungo la scogliera.<\/p>
I corpi di calcescisti e lo skarn di Torre di Rio\u2028Le rocce qui affioranti sono quelle dell\u2019 Unit\u00E0 dell\u2019 Acquadolce ed in particolare la Formazione delle filladi e metasiltiti con intercalazioni di calcescisti (ovvero la subunit\u00E0 Porticciolo). In particolare davanti alla Torre si sono esposte rocce metamorfiche filladico-quarzitiche di colore grigio-verdastro. Proseguendo lungo la strada si notano anche intercalazioni marmoree-calcescistose. Si raggiunge un banco marmoreo-calcescistoso biancastro. Proseguendo, tutte le rocce scistose mostrano sempre pi\u00F9 di essere state interessate da fenomeni di sostituzione (metasomatosi) ad opera di fenomeni idrotermali come ad esempio le vaste plaghe di epidoto giallo-verde che tende a cancellare la struttura tettono-metamorfica. Le mineralizzazioni e sostituzioni diventano sempre pi\u00F9 pervasive con la comparsa di aggregati cristallini verdi scuri di pirosseno hedenbergitico spesso con forme a ventaglio o a fiore\/raggiate. Questo segna il contatto con lo skarn di Torre di Rio o di S.Filomena. Questo skarn \u00E8 eccezionalmente ben sviluppato (Fig. 1) e prosegue sia a monte che verso mare lungo la scogliera. La mineralizzazione preferenzialmente gli strati marmorei-calcescistosi presenti nelle Filladi e siltiti dell'Unit\u00E0 Acquadolce, formando grandi masse, di\u2028epidoto, pirosseno hedenbergitico (localmente fino a dimensioni pluricentimetriche a decimetrico in forma di mega-rossette o di ventagli) e ilvaite nerastra (che sostituisce l\u2019 hedembergite) ai quali possono associarsi quarzo, clorite e piccole quantit\u00E0 di minerali di ferro\u2028(magnetite, pirite e pirrotite), che giustificavano una limitata attivit\u00E0 di sfruttamento in passato. Alla scala dell\u2019 affioramento si nota chiaramente particolarmente i marmi\/calcescisti sono sostituiti dai fluidi delle mineralizzazioni a skarn che si infiltrarono preferibilmente lungo il\u2028piani di scistosit\u00E0 della roccia, come gi\u00E0 sottolineato da Lotti (1886). I cristalli neri ad aspetto sub-metallico ed abito prismatico furono\u2028qui descritti per la prima volta fin dall\u2019 inizio dell\u2019800 e successivamente denominati \u201Cilvaite\" dal nome latino ( \"Ilva\")\u2028dell'Isola d'Elba. Particolarmente bello \u00E8 l\u2019 affioramento di skarn a mega-rosette che si trova scendendo le scalette verso una piattaforma sulla riva del mare.<\/p>
Torniamo alla Torre dell'orologio Appiani. Alla base della Torre \u00E8 esposto il banco metrico marmoreo-calcescistoso gi\u00E0 osservato sulla strada; si prosegue lungo il molo\u2028fino alla piccola torre davanti all\u2019 imbarco dei traghetti.\u2028Anche la base di questa torre \u00E8 costituita da un banco orizzonte decametrico\u2028di metacarbonati (marmi grigio-biancastri a grigio-verdastri\u2028e calcescisti con belle strutture plastiche metamorfiche a\u2028pieghe spesso di tipo isoclinale) presente all'interno delle Filladi e metasiltiti dell\u2019\u2028Unit\u00E0 Acquadolce. Deino et al. (1992)\u2028ottenenne un'et\u00E0 radiometrica 40Ar \/ 39Ar di 19-20 Ma\u2028per la scistosit\u00E0 principale, ovvero per il metamorfismo delle stesse.<\/p>
Fig .1 \u2013 Veduta da mare del corpo di skarn di Torre di Rio (da Lotti,1886).<\/p>
\u2028L'area mineraria di Rio Marina.<\/p>
Guardando verso NW (Fig. 2), il paesaggio \u00E8 dominato dai cantieri minerari di Rio Marina (da sinistra: Bacino, Zuccoletto, Valle Giove e Vigneria)\u2028e dal Monte Torre del Giove, con le rovine di un castello del 16\u00B0\u2028secolo. I corpi minerari di Rio Marina sono ospitati nelle rocce nerastre del Carbonifero superiore-Permiano inferiore (Formazione di Rio Marina) e del Triassico medio-superiore (Gruppo del \"Verrucano\") dell'unit\u00E0 Monticiano-Roccastrada (Fig. 3).<\/p>
A nord dell'ultimo casa di Rio Marina (Fig. 2), la serpentinite tettonizzata che costituisce il tetto dell'Unit\u00E0 di Acquadolce \u00E8 riconoscibile con immersione verso mare ed \u00E8 tettonicamente coperta dai\u2028metasedimenti fossiliferi permo-carboniferi della Formazione di Rio Marina (filladi e metasiltiti grafitose con locali intercalazioni di metarenarie e pi\u00F9 raramente di metaconglomerati di ambiente deltizio-costiero). Dietro Rio Marina e l\u2019 area mineraria di Vigneria \u00E8 riconoscibile la zona mineraria di Valle Giove e la Torre del Giove) (Fig. 2). <\/p>
Fig. 2 \u2013 Veduta panoramica delle miniere di Rio Marina. Ser- serpentiniti; RM- Formazione di Rio Marina fm. V- Gruppo del \u201CVerrucano\u201D (V1- Formazione della Verruca; V- Quarziti di Monte Serra (V2-Membro delle Quarziti verdi; V3- Membro delle quarzitic bianco-rosa).<\/p>
La successione del Gruppo di \"Verrucano\" affiora al di sopra della Formazione di Rio Marina. \u2028I metasedimenti del gruppo \"Verrucano\" rappresentano i depositi trasgressivi di base\u2028del ciclo sedimentario alpino. La successione \"Verrucano\" dell'Isola d'Elba (Deschamps, 1980; Deschamps et\u2028al. 1983; Pandeli, 2002), di et\u00E0 triassica (Ladinico superiore-Carnico) e di spessore di oltre 350 m, \u00E8 composto da\u2028tre unit\u00E0 litologiche correlabili alla successione \u201Ctipo\u201D del \"Verrucano\" dei Monti Pisani (cfr. Rau & Tongiorgi, 1974). Dalla base stratigrafica verso l'alto sono presenti:\u2028- Formazione Verruca.<\/p>
Affiora estesamente nelle aree minerarie alle spalle e a nord di Rio Marina (ad es. aree minerarie del Bacino, Valle Giove e Vigneria). Questa formazione \u00E8 composta da filladi verdi e violacee e subordinatamente da metasiltiti, quarziti laminate e metaconglomerati quarzitici lenticolari (fino a 4-5 m di spessore).\u2028Paleoambiente: continentale con fiumi a sinuosit\u00E0 medio-alta.<\/p>
Fig .3 \u2013 Colonna tettono-stratigrafica dell\u2019 Unit\u00E0 Monticiano-Roccastrada <\/p>
\u2028- Quarziti di Monte Serra.<\/p>
Sono esposti nella parte superiore della miniera di Valle Giove e sul fianco orientale del Monte Torre del Giove. Due membri sono stati distinti, dalla base: <\/p>
1 Membro delle quarziti verdi. E\u2019 rappresentato da quarziti grigio-verdastre\u2028talora con laminazioni piano-parallele o incrociate con intercalazioni filladiche e di rari metaconglomerati. Paleoambiente: litorale di spiaggia. <\/p>
2 Membro delle quarziti bianchi-rosa. Si tratta di quarziti stratificate prevalente di colore grigio pallido \/ rosa\u2028con interstrati filladici ed orizzonti di metaconglomerati. Paleoambiente: litorale deltizio.<\/p>
Nella parte pi\u00F9 occidentale della miniera di Valle Giove, sono presenti anche marmi, calcescisti e filladi calcaree varicolori (Calcari di Valle Giove nella carta geologica) sono intercalati tettonicamente nella successione del \"Verrucano\" o alla base del \"Calcare Cavernoso\" della soprastante Falda Toscana (vedi Fig. 3). Litotipi simili sono presenti anche nella sottosuolo della miniera di Vigneria (Calcari di Vigneria) tettonicamente interposti tra la serpentinite e la Formazione di Rio Marina . Questi litotipi variegati rappresentano probabilmente scaglie tettoniche di una successione toscano epimetamorfica di et\u00E0 mesozoico-cenozoica (ad esempio la successione di Capo Castello dello Stop ).<\/p>
\u2028I depositi minerari di ferro delle miniere di Rio Marina, che proseguono anche nelle aree pi\u00F9 a nord quasi fino a Cavo (es. la miniera di Rialbano), sono costituiti da corpi stratiformi, massicci o filoniani localizzati preferenzialmente al contatto tra le filladi permo-carbonifero della Formazione di Rio Marina o tra le rocce quarzitiche-filladiche del \"Verrucano\" triassico e livelli calcarei sovrastanti (\"Calcare Cavernoso\"). Secondo alcuni autori (cfr Gillieron, 1959) nel settore settentrionale (Cala Seregola, Rialbano) la giacitura dei corpi minerali \u00E8 marcatamente controllata da linee tettoniche, prodotte durante gli eventi tettogenetici appenninici. Tuttavia, almeno a Rio Marina (zona Valle Giove), Deschamps et al. (1983) riconobbero la presenza di una mineralizzazione stratificata di pirite all'interno di un particolare orizzonte del \"Verrucano\", che potrebbe rappresentare la testimonianza di una concentrazione sinsedimentaria (singenetica) di ferro. Tutti questi depositi sono caratterizzati da ematite come minerale minerale principale (es. la nota variet\u00E0 \"oligisto\"), che pu\u00F2 mostrare un tipico habitus da lamellare-micaceo a romboedrico con cristalli spesso ricoperti da pellicole iridescenti di idrossidi di ferro. E\u2019 anche comune la pirite, prevalentemente ad abito piritoedrico, anche se \u00E8 presente in forma ottaedrica o cubica. Sono presenti anche corpi di limoniti di natura esogena per alterazione dei corpi metallici, ad aspetto massiccio o il concrezionato (a volte stalattitico). La limonite pu\u00F2 localmente costituire i principali minerali estratti dai lavori minerari come a Rialbano e in altri cantieri settentrionali. E\u2019 da notare che negli anni 50-60, l\u2019attivit\u00E0 mineraria fu legata anche alla coltivazione delle miniere in sotterranea che sfruttarono un corpo di pirite ed ematite associato a silicati di skarn, noto in letteratura come \"Rio Marina\u2028profondo\u201D. \u2028<\/p>
Il viaggio continua lungo la strada per Cavo. <\/p>
Dopo la miniera di Vigneria, i metasedimenti grafitosi della Formazione di Rio Marina continuano ad affiorare fino alla zona di Ripabianca (vedi carta geologica) dove \u00E8 esposto il suo contatto con le soprastanti filladi e quarziti basali del Gruppo del \"Verrucano\".<\/p>
Attraversiamo il Fosso di Rialbano (con vista sul Monte Sassera costituito dalle Quarziti di Monte Serra) e la strada risale con alcuni tornanti (con affioramenti di filladi viola e quarziti grigio-rosa della Formazione della Verruca) per raggiungere l'area mineraria di Rialbano caratterizzata da mineralizzazioni ad ematite + limonite \u00B1 pirite. Qui si nota il contatto mineralizzato tra il \"Verrucano\" e le ardesie dell\u2019Unit\u00E0 Gr\u00E0ssera (Formazione di Cavo) rappresentato da una faglia di tipo normale con immersione verso est (Faglia di Punta del Fiammingo). Guardando verso nord-ovest, si riconosce l\u2019 area mineraria di Monte Calendozio ove i calcari dolomitici e dolomie triassiche della base della Falda Toscana poggiano tettonicamente sulle Quarziti di Monte Serra del gruppo \"Verrucano\"(vedi carta geologica). Circa 1 km pi\u00F9 avanti, lungo la strada, si attraversa nuovamente la Faglia di Punta del Fiammingo mediante la quale l'unit\u00E0 di Gr\u00E0ssera \u00E8 stavolta in contatto tettonico con la Formazione di Rio Marina. Continuiamo\u2028lungo la strada per Cavo e, in corrispondenza del Fosso di Fornacelle- Cala del Telegrafo, un\u2019altra faglia mette a contatto lateralmente i terreni metamorfici dell\u2019 Unit\u00E0 Monticiano-Roccastrada con quelli non metamorfici, essenzialmente calcarei, della Falda Toscana.<\/p>
Proseguiamo fino a Cavo.<\/p>", "img": "http://api.webmapp.it/elba/media/geonew/geo11.jpg", "id": 11, "imageGallery": [ { "src": "http://api.webmapp.it/elba/media/geonew/geo11.jpg", "caption": "prova caption 1" } ] }, "geometry": { "type": "Point", "coordinates": [ 10.42950303013487, 42.81429001412717 ] } }, { "type": "Feature", "properties": { "name": "La pila delle unit\u00E0 tettoniche della Val d'Ortano (unit\u00E0 di Ortano, Acquadolce, Monticiano-Roccastrada, Nappe Toscane, Gr\u00E0ssera)", "body": "Questo itinerario ci mostrer\u00E0 i caratteri di diverse unit\u00E0 tettoniche che si sono impilate durante gli eventi orogenici appenninici e che oggi presentano una generale immersione verso occidente.\r\n\r\nDa Porto Azzurro si prende la strada per Rio Elba-Rio Marina fino al bivio per Rio Elba. Qui si prende la strada per Ortano in discesa verso il mare. Al termine della strada si arriva al Residence di Ortano. Si entra a piedi nell\u2019 area del Residence e gira a destra, poi si prende la strada interna lungo la parte meridionale della valle (Fig. 1). Per poter vedere le rocce che costituiscono l\u2019 unit\u00E0 pi\u00F9 profonda affiorante (Unit\u00E0 Ortano) si prosegue fino alle rovine di un pontile, poi proseguiamo verso sud\u2028lungo la scogliera quarzitica (sentiero) fino a una frana. All\u2019 interno di questa, vicino al il mare, affiorano alternanze di rocce filladico-quarzitiche (vedi anche carta geologica e Fig. 2).\r\n\r\nUnit\u00E0 Ortano. Tutte le formazioni di questa unit\u00E0 sono rappresentate da rocce metamorfiche non fossilifere.\r\nStop a . Scisti di Capo d'Arco (Scisti di Ortano scisti Auctt.) (Ordoviciano?). Questi sono costituiti da filladi, filladi quarzose e micascisti grigio-verdastro a marrone,\u2028con intercalazioni pi\u00F9 quarzitiche. Questi litotipi includono tipiche vene di quarzo sin- e post-tettoniche e locali \"macchiettature\" di minerali termometamorfici locali (andalusite, cordierite) ed intercalazioni di filladi grafitose nerastre. Nelle aree circostanti (es. lungo la scogliera verso il Residence di Capo d\u2019Arco), gli scisti di Capo d'Arco includono orizzonti lenticolari, da metrici a decametrici di quarziti biancastre e metaruditi quarzitiche grigio chiare. \r\nGuardando verso SE, si nota una evidente discontinuit\u00E0 morfologica nel prospiciente Isolotto d'Ortano che corrisponde al contatto tra un corpo quarzitico e gli Scisti di Capo d'Arco.\r\n\u2028Ritornando lungo il sentiero fino al pontile, possiamo vedere affioramenti dei sovrastanti Porfiroidi.\r\n\u2028Stop b- Porfiroidi (Ordoviciano medio?). Queste rocce si presentano massicce o poco poco stratificate, con colori da grigio a brunastro. Si tratta di metavulcaniti caratterizzate da una tipica struttura occhiadina di taglia millimetrica (3-4 mm) dovuta alla presenza di cristalli (porfiroclasti) di quarzo e feldspato (sanidino). Nella parte centrale e superiore di questa unit\u00E0 sono presenti i livelli di quarziti e di filladi quarzitiche (\"scisti porfirici\") che corrispondono a metasedimenti ricchi in quarzo di origine vulcanica. Nei Porfiroidi sono comuni le vene post-tettoniche di clorite + quarzo + epidoto \u00B1 tremolite \/ actinolite. \r\n\r\nProseguiamo a ritroso lungo la strada bianca lungo il fianco meridionale del Residence fino a piazzetta davanti al teatro del Residence. Nella parte superiore delle Porfiridi sono esposte rocce di colore nerastro.\u2028\r\nStop c- Quarziti nerastri e filladi (Ordoviciano medio-superiore?). Questi litotipi costituiscono un orizzonte metrico di alternanze di straterelli filladico-quarzitici e quarzitici di spessore centimetrico-decimetrico (max10-20 cm) e di colore da grigio scuro a nero. Queste rocce passano verso l'alto ad altre tipologie di rocce filladico-quarzitiche.\u2028\r\nStop d- Filladi e metarenarie grigio-argento (Ordoviciano superiore?). Si tratta di filladi lucenti di colore grigio argento con locali intercalazioni, da decimetriche a metriche, di strati quarzitici biancastri, e talora anche di metaconglomerati quarzosi. Questi litotipi sono localmente tagliati da vene di quarzo \u00B1 clorite.\u2028\r\nNel suo insieme l\u2019Unit\u00E0 Ortano ha forti analogie con la porzione medio-bassa del Basamento paleozoico delle Alpi Apuane (Pandeli et al., 1994) correlata con le successioni ordoviciane della Sardegna centrale (Nappe Zone Auctt., Pandeli e Puxeddu, 1990; Duranti et al., 1992) ed in particolare con i Porfiroidi e Scisti porfirici dell\u2019 Ordoviciano medio, nonch\u00E9 con il soprastante complesso metasiliciclastico trasgressivo dell\u2019 Ordoviciano superiore (caradociano). \r\n\r\nD\u2019altro canto, certe analogie tra gli Scisti di Capo d'Arco e le Filladi e metarenarie grigio-argento potrebbero far ipotizzare che queste possano costituire la stessa unit\u00E0 stratigrafica, ma ripetuta per cause tettoniche. In questa ipotesi l\u2019Unit\u00E0 di Ortano nel suo complesso potrebbe rappresentare un megapiega rovesciata verso oriente e con i Porfiroidi al suo nucleo.\u2028\r\nContinuando a camminare lungo la strada del Residence si raggiunge il piazzale di una grande cava alle spalle delle abitazioni. \r\nQui sono esposti i termini inferiori della soprastante Unit\u00E0 dell\u2019 Acquadolce (Fig. 2). L'unit\u00E0 Acquadolce era tradizionalmente interpretata come una sequenza metamorfica di et\u00E0 mesozoica-cenozoica che rappresentava la \"copertuna\" stratigrafica delle\u2028sottostanti rocce paleozoiche dell Unit\u00E0 di Ortano (Trevisan, 1951; Barberi et al., 1969; Perrin, 1975; Boccaletti et al., 1977; Keller & Pialli, 1990). Al contrario, Duranti et al. (1992) e Pertusati et al. (1993) l\u2019hanno considerata come una parte dell'Unit\u00E0 Ofiolitica (Complesso IV di Trevisan) che \u00E8 stata deformata e metamorfosata dalle intrusioni dei granitoidi del Messiniano-Pliocene. Infine, Corti et al. (1996), Bortolotti et al. (2001a) e Pandeli et al. (2001a) correlano questa successione agli \"Schistes Lustr\u00E9s\" dell'Isola di Gorgona e pi\u00F9 in generale con quelli della Corsica Alpina come proposto anche da Termier (1910).\r\nSi osservano le rocce all\u2019 ingresso della cava esposte subito a sinistra.\u2028Stop e- Cataclasite Valdana. (\"Calcare Cavernoso\" o \"Calcare dolomitico vacuolare\" Auctt.). Questo corpo roccioso presenta uno spessore di 10-15 m ed \u00E8 costituito da rocce calcaree di colore da grigio chiaro a giallastro, e risulta grossolanamente stratificato ed interessato da generalizzati fenomeni di ricristallizzazione che spesso obliterano le strutture precedenti. A livello locale \u00E8 riconoscibile l\u2019 originaria struttura che \u00E8 una breccia calcarea vacuolare, ben cementata con elementi di marmo e localmente anche di rare filladi (pi\u00F9 frequenti nella parte inferiore). Sono stati riconosciuti anche orizzonti dolomitizzati. Sono frequenti ossidi di ferro e di pirite dispersi specie nella matrice carbonatica-micaceo-quarzitica della breccia. Questa unit\u00E0 \u00E8 considerata da Bortolotti et al. (2001a) come una breccia tettonica (cataclasite) formata durante la sovrapposizione dell\u2019 Unit\u00E0 di Acquadolce sull' Unit\u00E0 di Ortano.\r\n\u2028A luoghi \u00E8 evidente un'impronta termometamorfica con formazione di cristalli di clinopirosseno \u00B1 granato \u00B1 anfibolo. A nord della Valle di Ortano (es. la miniera a pirite \u00B1 pirrotite) sono presenti anche veri e propri corpi di skarn con hedenbergite \u00B1 ilvaite che spesso sono associati all\u2019orizzonte cataclastico. Pertanto, questo orizzonte rappresentava una via di infiltrazione importante per i fluidi metasomatici e le mineralizzazioni a ferro come \u00E8 noto a nord del Residence tra la Localit\u00E0 Tignatoio e Porticciolo lungo lo stesso allineamento strutturale (vedi carta geologica).\r\n\r\nCi si sposta verso la parete della cava.\r\n\u2028Stop f- Marmo della Valdana (\"Marmo di Ortano\" Auctt., Cretaceo?). Questa unit\u00E0 presenta uno spessore di circa 15 m di spessore ed \u00E8 costituita da marmi grigio-biancastri a tessitura saccaroidi, da media a grossolana, con locali bande giallastre e orizzonti di marmo dolomitici. Possono essere presenti anche rari e discontinui livelli filladici di spessore millimetrico. La transizione con i sovrastanti Calcescisti \u00E8 segnato da un alternanza di marmo e calcescisti per circa 1 m di spessore. Lungo questo contatto sono localmente riconoscibili delle deformazioni tettoniche date da pieghe decimetriche. \r\n\r\nAttraversiamo la valle e raggiungiamo lo stesso contatto dietro il negozio di souvenir.\r\n\u2028Stop g- Calcescisti (Cretaceo?). Questa unit\u00E0, di spessore superiore a 50 m, \u00E8 rappresentata da calcescisti stratificati (generalmente di spessore attorno ai 10-40 cm), di colore grigio e grigio-verdastro con intercalazioni millimetriche di filladi da grigio verde a nero. Sono comuni anche bandature e noduli silicei bianchi (metaselci), particolarmente nella parte medio-alta della successione lungo la strada verso il bivio per Rio Elba (circa 100 m dopo il negozio di souvenir). Le vene di caIcite \u00B1 pirite \u00B1 quarzo e adularia sono onnipresenti. Il contatto con le soprastanti Filladi e metasilti con intercalazioni di calcescisti \u00E8 graduale. \r\n\r\nProseguiamo ancora lungo la strada per circa 200 m.\u2028Stop h- filladi e metasiltiti con intercalazioni di calcescisti (Cretaceo inferiore). Sono\u2028rappresentati da una successione di oltre 250 m di filladi, filladi quarzitiche e metasiltiti grigio-verdastre fino a nere con locali livelli decimetrici \/ metrici di calcescisti e rare metarenarie grigio-verdastri. Talora sono riconoscibili vene post- tettoniche di adularia \u00B1 tremolite \/ actinolite \u00B1 albite. \r\nA nord di Ortano (area di Porticciolo), Duranti et al. (1992) riconobbero una associazione fossilifera a radiolari, calpionellidi e globigerinidi del Cretaceo primitivo nelle intercalazioni carbonatiche. \r\n\r\nSi continua per altri 200 m\u2028lungo la strada. A destra (vicino a una casa) \u00E8 esposta la scaglia tettonica di serpentinite che costituisce la parte superiore dell'unit\u00E0 Acquadolce.\r\n\u2028Stop i- Serpentinite. Si tratta di rocce massicce di serpentinite verde scuro (lherzolite) di circa 100 m di spessore. Sono riconoscibili al suo interno fasce di fratturazione e\u2028la pervasiva foliazione che le rende dei serpentinoscisti. \r\n\r\nRaggiungiamo la curva della strada vicino a una piccola casa (a sinistra), dove affiora l\u2019 Unit\u00E0 Monticiano Roccastrada sovrapposta alla Serpentinite dell'Unit\u00E0 di Acquadolce. \r\n\r\nL' Unit\u00E0 di Monticiano Roccastrada \u00E8 qui rappresentata solo dalla Formazione di Rio Marina.\u2028\r\nStop l- Formazione di Rio Marina (Carbonifero superiore-Permiano inferiore). In questa sezione lo spessore massimo della formazione \u00E8 di circa 50 m. Le sue litologie sono filladi grafitose nere e metasiltiti da grigie a nerastre con intercalazioni di metarenarie quarzitiche grigie. Negli affioramenti di Vigneria (Rio Marina) e di Terranera sono stati rinvenuti fossili vegetali e di organismi marini (crinoidi,ecc.). Si osservano localmente delle vene tettoniche di quarzo \u00B1 pirite. \r\n\r\nDopo la curva della strada, \u00E8 evidente una superficie di faglia ad alta inclinazione che immerge ad ovest (Faglia di Terranera) che mette bruscamente in contatto la Formazione Rio Marina fm. con le breccie calcaree vacuolari del \"Calcare Cavernoso\" che costituisce il termine basale della Falda Toscana.\u2028\r\nStop m- \"Calcare Cavernoso\". Il suo spessore massimo \u00E8 qui circa 150 m. Presenta un aspetto massiccio e cataclastico. Il colore di questa breccia \u00E8 grigio e i suoi elementi eterometrici risultano calcareo-dolomitici. Spesso si notano strutture vacuolari. A volte sono evidenti nella massa cataclastica carbonatica, anche elementi di filladi grigio-perla e verdastre, nonch\u00E8 granuli di quarzo. Localmente si notano anche vene di calcite \u00B1 ossidi\/ idrossidi di ferro ocracei. Nella cataclasite sono presenti anche inclusi di dolomie e calcari dolomitici triassici di taglia metrica, cos\u00EC come alterazioni carsiche e riempimenti sedimentari (tasche di sabbia carbonatica giallastra).\u2028\r\nCirca 300 m pi\u00F9 avanti, troviamo il contatto tettonico anche qui per faglie ad alta inclinazione (Faglia di Santa Caterina) tra il \"Calcare Cavernoso\" e l\u2019 Unit\u00E0 Gr\u00E0ssera (ovvero la Formazione di Cavo).\u2028\r\nStop n- Formazione di Cavo. Si compone di ardesie grigio-verdastre e rosso-vinate e siltiti con vene di quarzo sin- \/ post-tettoniche. Sono presenti locali livelli manganiferi nerastri e rari letti calcareo-silicei. Questa Unit\u00E0 risulta ancora di dubbia collocazione stratigrafica (Cretaceo?-Terziario?) e paleogeografica (Falda Toscana o Unit\u00E0 Ofiolitica). Bortolotti et al., 2001 e Pandeli et al., 2001 propongono per essa una correlazione con parte degli \u201CSchistes Lustr\u00E9s\u201D a causa di un debole metamorfismo specie nei suoi termini basali marmorei-calcescistosi (vedi Stop della Parata).\r\n L\u2019 Unit\u00E0 Gr\u00E0ssera risulta tettonicamente sottoposta alla base degli Argilloscisti a Palombini dell'unit\u00E0 di Ofiolitica.", "img": "http://api.webmapp.it/elba/media/geonew/geo12.jpg", "id": 12, "imageGallery": [ { "src": "http://api.webmapp.it/elba/media/geonew/geo12.jpg", "caption": "prova caption 1" } ] }, "geometry": { "type": "Point", "coordinates": [ 10.428084514973213, 42.794004575784406 ] } }, { "type": "Feature", "properties": { "name": "Il sovrascorrimento dell\u2019 Unit\u00E0 Grasserra sulla Falda Toscana e la miniera di Valle Giove", "body": "Lo Stop ci mostrer\u00E0 un esempio di accavallamento tettonico tra due diverse Unit\u00E0 tettoniche della pila orogenica dell\u2019 Isola d\u2019Elba, nonch\u00E9 una veduta panoramica della miniera di Valle Giove.\r\n\r\nDa Porto Azzurro si prende la strada per Rio Elba-Rio Marina. Dopo km si prosegue per Rio Elba e da qui la strada della Parata per Cavo. Dopo aver attraversato numerosi affioramenti dell\u2019 Unit\u00E0 Ofilitica (con serpentiniti, oficalciti, diaspri e Argille a Palombini) si arriva ad un punto attrezzato di sosta panoramica posto a circa 200 m a sud del Passo della Parata. Da qui si ha una bellissima veduta panoramica verso mare fino alla costa toscana ed in particolare dell\u2019 area mineraria di Rio Marina (Miniera di Valle Giove). \r\n- Superficie di sovrascorrimento dell\u2019 Unit\u00E0 di Grassera sulla Falda Toscana\r\nNella scarpata occidentale della strada \u00E8 esposto un affioramento di calcari e brecce calcaree vacuolari ad aspetto massiccio (\"Calcare Cavernoso\") sui quali si sovrappongono rocce metamorfiche visibilmente foliate (Formazione di Cavo) (Fig. 1). \r\n\r\n\r\n\r\nFig. 1 - La superficie di sovrascorrimento tettonico (thrust de La Parata in Bortolotti et al., 2001a) tra il Calcare cavernoso triassic (CV) della Falda Toscana e il soprastante membro dei Calcescisti della Formazione di Cavo (CM) appartenente all\u2019 Unit\u00E0 Grassera\r\n\r\n\r\nQueste ultime sono rappresentate da calcescisti scistosi polideformati di colore marrone-grigio non fossiliferi (Membro dei calcescisti alla base della Formazion e di Cavo di et\u00E0 forse cretaceo-terziaria). Nei calcescisti si possono notare pi\u00F9 superfici di scistosit\u00E0 che si intersecano vicendevolmente e piccole strutture a piega di dimensioni centimetriche\/decimetriche che dimostrano la presenza di pi\u00F9 eventi metamorfici-tettonici che hanno interessato queste rocce. l'ultimo ripiegamento. Pi\u00F9 a sud dello stop , fino al XVI secolo, fior\u00EC l'affascinante villaggio minerario medioevale di Gr\u00E0ssera, distrutto dal terribile pirata Khayr al Din (Barbarossa) nel 1534. I Grasserinchi sopravvissuti si rifugiarono nel vicino paese di Rio nell'Elba. Gli unici resti sono le rovine della chiesa di San Martino, immediatamente a sinistra della strada e l'acquedotto sotterraneo (Fig. 2). \r\n\r\n\r\nFig. 2 \u2013 Ruderi della Chiesa di S.Quirico a Grassera\r\n\r\nDal punto di sosta panoramico si volga lo sguardo verso oriente, ovvero verso il mare \r\n\r\n- Panorama sulle aree minerarie di Rio Marina.\r\nDa qui possiamo godere uno spettacolare panorama sulle miniere di Rio Marina (in primo piano, la miniera di Valle Giove) e sul Monte Torre del Giove con i ruderi della vecchia torre (seconda met\u00E0 del 1400) alla sua sommit\u00E0 (Fig. 3).\r\n\r\n\r\nFig. 3 \u2013 Il Monte Torre del Giove e la sottostante area mineraria di Valle Giove\r\n\r\n\r\nIl Monte Torredel Giove \u00E8 costituito interamente dalle rocce della parte superiore del \u201CVerrucano\u201D triassico, ovvero dalla Formazione delle Quarziti di Monte Serra che appartengono alla successione metamorfica dell\u2019 Unit\u00E0 Monticiano-Roccastrada. Sul fianco occidentale del monte si nota una discontinuit\u00E0 morfologica legata alla presenza di una faglia ad alto angolo (Faglia di Terranera) che mette in contatto verso ovest il \"Verrucano\" con il \"Calcare Cavernoso\" della Falda Toscana ed \u00E8 riconoscibile fino all\u2019 area di Porto Azzurro (vedi carta geologica).\u2028\r\nProseguiamo verso sud per 200-300 m lungo la strada Parata fino all'incrocio con la stradina (a sinistra) per il cimitero di Rio Marina. \r\nQui la strada interseca un\u2019altra importante faglie normale ovvero la faglia di S. Caterina che \u00E8 gi\u00E0 stata descritta nella Valle di Ortano (Fermata m, n). Questa struttura fa parte del sistema di faglie normali ad alto angolo immergenti verso ovest che frammenta la pila tettonica dell'Elba orientale (vedi carta geologica) ponendo a contatto vari termini. In particolare, verso nord, abbassa la Subunit\u00E0 di Monte Serra rispetto alla Subunit\u00E0 Acquaviva e all\u2019 Unit\u00E0 Gr\u00E0ssera sottostante; verso sud, la stessa struttura abbassa l'unit\u00E0 di Gr\u00E0ssera rispetto alla Falda Toscana.\u2028Successivamente, la strada svolta a sud-ovest e attraversa alcune decine di brecce ofiolitiche con cemento calcitico (oficalciti).", "img": "http://api.webmapp.it/elba/media/geonew/geo13.jpg", "id": 13, "imageGallery": [ { "src": "http://api.webmapp.it/elba/media/geonew/geo13.jpg", "caption": "prova caption 1" } ] }, "geometry": { "type": "Point", "coordinates": [ 10.418081726494894, 42.828773063153946 ] } }, { "type": "Feature", "properties": { "name": "Area mineraria di Punta della Calamita", "body": "L\u2019 itinerario porter\u00E0 ad una delle pi\u00F9 importanti miniere ad ossidi di ferro dell\u2019 Isola d\u2019Elba e permetter\u00E0 di osservare vari tipi di mineralizzazioni e i caratteri delle diverse unit\u00E0 stratigrafiche dell\u2019 Unit\u00E0 di Porto Azzurro.\r\n\r\nDa Portoferraio si prende la strada per Porto Azzurro; quindi arrivati prima di Porto Azzurro, nella Piana di Mola, si gira a desra per Capoliveri. Prendendo la circonvallazione del paese si giunge nella sua parte pi\u00F9 sud-orientale dove inizia la strada panoramica del Promontorio di Monte Calamita che rimane sostanzialmente in piano e diventa in breve una strada bianca. Si prosegue fino ad arrivare alle case abbandonate della Miniera di Calamita (Localit\u00E0 il Palazzo in Fig. 1).\r\nLasciata l\u2019auto in parcheggio si prende la mulattiera in salita verso nord. Fatta una curva verso est si entra nello spiazzato della parte settentrionale dell\u2019area mineraria (Cantieri Macei alto e Polveraio in Fig. 1).\r\nStop 1 \u2013 Il settore settentrionale dell\u2019 area mineraria\r\n\r\n\r\nFig. 1 \u2013 Localizzazione dei cantieri dell\u2019 area mineraria di Calamita \r\n\r\n\r\nIn questa zona sono presenti rocce carbonatiche mesozoiche polimetamorfiche, ovvero che hanno subito pi\u00F9 fasi di metamorfismo a partire da quello orogenico, poi proseguito in quello termico legato alla formazione e messa in posto dei corpi magmatici (es. il plutone di La Serra-Porto Azzurro). In particolare sono principalmente esposti calcari cristallini stratificati e calcari dolomitici, di colore grigio-biancastro con intercalazioni di filladi appartenenti alla Formazione di Tocchi del Triassico superiore) e talora anche marmi saccaroidi biancastri con livelli dolomitici grigi, massicci o scarsamente stratificati di et\u00E0 giurassica (Hettangiano). Questi ultimi sono ben esposti anche lungo il proseguimento della strada panoramica verso Costa dei Gabbiani. Queste rocce, che rappresentano le formazioni pi\u00F9 recenti presenti al tetto dell\u2019 Unit\u00E0 di Porto Azzurro, pi\u00F9 a nord entrano in contatto tettonico con le sottostanti filladi e quarziti paleozoiche del Complesso di Monte Calamita (vedi carta geologica) spesso ricristallizzate in rocce cornubianitiche dai fenomeni termometamorfici. Le rocce carbonatiche ricristallizzate sono state interessate da un ampio metasomatismo idrotermale, che che hanno portato alla trasformazione delle rocce carbonatiche in associazioni a minerali silicatici definiti come skarn: uno ricco in granato (andradite), che risulta quantitativamente il pi\u00F9 abbondante, e l\u2019altro ad ilvaite-hedenbergite. (Torrini, 1990). Come mostrato in Fig. 2, i corpi di skarn si presenti principalmente al contatto tettonico tra i metacarbonati e il sottostante Complesso di Monte Calamita (vedi carta geologica). Lo sfruttamento del ferro nell\u2019area mineraria di Calamita inizi\u00F2 probabilmente in epoca preromana, ma solo verso la met\u00E0 del secolo scorso (circa 1860) prosegu\u00EC su scala industriale. Stella (1921, 1933) ha stimato che almeno 2 milioni di tonnellate di ferro sono state estratte dal 1860 fino alla fine del secolo scorso e che le riserve risulterebbero approssimativamente dello stesso ordine di grandezza. Il settore settentrionale della miniera di Calamita \u00E8 suddiviso in diverse aree di lavoro minerarie (vedi Fig. 1): Civetta, Albaroccia, Macei, Polveraio, Coti Nere. I minerali sfruttati erano strettamente associati ad entrambi i tipi di skarn sopra descritti, e consistevano in lenti e corpi massicci di magnetite (\u00B1 kenomagnetite, ematite) e subordinatamente goethite con tracce di sfalerite, calcocite, arsenopirite, bornite e pirite. Inoltre, masse di solfuri di Fe-Cu (pirrotite, pirite, calcopirite, malachite, azzurrite, calcantite, ecc.) erano localmente coltivati al contatto tra lo skarn a granato e le lenti a magnetite (Torrini, 1990).\u2028\r\n\r\nFig. 2 -Sezione geologica a direzione N-S attraverso la miniera di Calamita (da Gillieron, 1959).\u2028\r\nRitorniamo ai fabbricati della Loc. il Palazzo sulla sulla strada panoramica. Prendiamo la strada bianca in discesa verso est per la miniera di Punta della Calamita (cantiere Vallone basso in Fig. 1).\r\nStop 2 - Settore meridionale dell\u2019 area mineraria: la miniera di Punta della Calamita. \r\nLa strada, dopo alcuni tornanti che tagliano il contatto tettonico tra la Formazione di Tocchi e il Complesso di Monte Calamita, si arriva di fronte ad una grande trincea a forma di U (altitudine: 112 s.l.m.) scavata nei metacarbonati che separa le due principali aree di lavoro delle miniere (Vallone Basso e Vallone Alto).\u2028Nel settore meridionale della miniera di Calamita l'attivit\u00E0 di sfruttamento si \u00E8 concentrata su diverse lenti a magnetite associate a skarn ad hedenbergite-ilvaite dei quali gli esempi pi\u00F9 belli sono quelli presenti in corrispondenza delle scogliere presso Punta della Calamita (Fig. 3).\r\n\r\nFig. 3 - Cantiere del Vallone basso con i corpi di skarn mineralizzati di colore scuro ospitati entro i metacalcari biancastri.\r\n\u2028I corpi di skarn e le mineralizzazioni sono per lo pi\u00F9 allungati parallelamente al contatto tra i metacarbonati e le quarziti e filladi del Complesso di Monte Calamita (vedi sezione geologica in Fig. 2). \r\nUna trincea nei metacalcari separa le due principali aree di lavoro delle miniere (Vallone Basso e Vallone Alto). All'inizio del secolo scorso la produzione riguardava principalmente le rocce intensamente ossidate, alterate o decomposte presenti nella parte superiore ed esposta del giacimento minerario (ovvero il \u201C gossan\u201D limonitico dei minerali di ferro), successivamente fu quasi esclusivamente coltivata la magnetite. Nel cosiddetto sito \"Grotta Rame\", appena sotto la suddetta trincea, sono presenti vene ricche di Cu alle quali sono associati famose associazioni mineralogiche (con malachite, azzurrite, atacamite, paratacamite, ecc.) dagli sgargianti colori. Nel sovrastante cantiere del Vallone Alto, inoltre, sono stati rinvenuti anche rari minerali \"organici\" come minguzzite (K3Fe (C2O4) 3 \u00B7 3 H2O) e ossalite (FeC2O4 \u00B7 2 H2O) descritti da Cocco & Garavelli (1954). \r\nSi raggiunge con la strada il cantiere del Vallone basso a quota mare presso Punta della Calamita. Qui sono esposti magnificamente gli skarn ad hedenbergite-ilvaite lungo i tagli di miniera (Fig. 3).\r\nDal punto di vista dell\u2019 evoluzione dell\u2019evento mineralizzante \u00E8 noto che la magnetite della miniera di Calamita sia nata sostituendo (ovvero pseudomorfa) la precedente ematite. Questo \u00E8 una caratteristica molto particolare rispetto ai comuni depositi skarn di ferro, dove la magnetite \u00E8 l'ossido di ferro primario.\r\nSi ritorna a ritroso fino alla strada panoramica", "img": "http://api.webmapp.it/elba/media/geonew/geo14.jpg", "id": 14, "imageGallery": [ { "src": "http://api.webmapp.it/elba/media/geonew/geo14.jpg", "caption": "prova caption 1" } ] }, "geometry": { "type": "Point", "coordinates": [ 10.395615119024193, 42.7109690099008 ] } }, { "type": "Feature", "properties": { "name": "Panorama Procchio-Capanne", "body": "Questo stop ci consente di gettare uno sguardo sul panorama geologico della parte occidentale dell'Isola Elba e di osservare affioramenti dell\u2019 Unit\u00E0 Ripanera intrusa da filoni porfirici.\r\n\r\nDa Portoferraio si prende la strada per Procchio. Superato il passo e il Bivio per Scaglieri-Biodola, la strada discende fino ad arrivare ad una sosta panoramica a monte della Localit\u00E0 Campo all\u2019 Aia con vista sul Golfo di Procchio e sul M.Capanne.\r\n\r\n- Panorama geologico sul M.Capanne\r\nLa parte occidentale dell\u2019 Isola d\u2019Elba \u00E8 dominata dal Monte Capanne che \u00E8 costituito da un corpo magmatico monzogranitico di 6.9 Ma che \u00E8 esteso per circa 45Km2 con un diametro di circa 10 Km e alto 1017 m s.l.m. (Fig. 1; vedi anche Stop Capo S.Andrea ). Lungo le sue pendici, \u00E8 esposta parte della aureola metamorfica di contatto, ovvero le rocce incassanti in cui si \u00E8 intruso il granitoide (Unit\u00E0 Punta Polveraia-Punta Fetovaia della carta geologica). Questa \u00E8 per lo pi\u00F9 costituita da una successione ofiolitica (non molto diversa dalla Unit\u00E0 del M.Strega esposta nell\u2019 Isola d\u2019Elba centrale ed orientale) che \u00E8 i suoi migliori affioramenti nelle aree di Procchio-Spartaia-Isola Paolina (vedi Stop Spartaia), Marciana Marina-Marciana, Chiessi-Colle di Orano, Pomonte-Fetovaia, Cavoli-Colle di Palombaia, S.Piero-S.Ilario-Marmi. Queste rocce sono state intruse prima dell\u2019 evento termometamorfico da un complesso complesso magmatico a dicchi e laccoliti (es. l\u2019 Aplite di Capo Bianco, Porfido di Portoferraio, Porfido di S.Martino), di et\u00E0 8.4-7.3 Ma, che ha subito assieme alle rocce ofiolitiche incassanti i fenomeni deformativi e metamofici legati all\u2019 intrusione del Monzogranito del M.Capanne. Lungo tutto il fianco orientale del M.Capanne \u00E8 inoltre evidente una faglia inclinata verso est (faglia di Colle Palombaia-S.Piero-S.Ilario-Procchio) che mette a contatto le rocce non metamorfiche dell\u2019 Unit\u00E0 di Ripa Nera (ex Unit\u00E0 di flysch Cretaceo) con la successione ofiolitica metamorfica dell\u2019 anello del M.Capanne (Unit\u00E0 Punta Polveraia-Punta Fetovaia). \r\n\r\n- Affioramento della Formazione di Marina di Campo (Unit\u00E0 di Ripa Nera)\r\nLungo la scarpata a monte della strada affiora una tipica successione della Formazione di Marina di Campo. Si tratta di una successione stratificata essenzialmente calcareo-marnosa di ambiente pelagico che include microfossili marini planctonici (foraminiferi e nannoplancton) del Cretaceo superiore. \r\nIn particolare l\u2019 affioramento \u00E8 caratterizzato dall'alternanza dei seguenti litotipi:\r\n- Calcari marnosi grigio scuri, ocracei per alterazione\r\n- Arenarie quarzoso-feldspatico-micacee grigie, spesso calcaree, a granulometria generalmente da fine a medio\/grossolana principali e in genere granulometricamente gradate verticalmente\r\n- calcareniti e biocalcareniti (ricche in microfossili) grigie spesso gradate e passanti in alto a calcari marnosi\/marne con spessori fino a diversi metri (massimo 6 m).\r\nQuesti litotipi sono separati da intercalazioni di marne, siltiti e argilliti.\r\nQueste rocce sono intruse da filoni magmatici del Porfido di S. Martino di et\u00E0 7.4 Ma. I corpi filoniani sono di colore da grigio a bianco, fino a bruno rossastro, a composizione monzogranitica e a tessitura fortemente porfirica, caratterizzati da abbondanti megacristalli K-feldspato, prevalenti su fenocristalli di quarzo spesso euedrale, plagioclasio zonato e biotite. Nelle analisi microscopiche, tra i minerali accessori si rinvengono comunemente zircone, apatite, monazite e tormalina. Comuni sono anche i fenomeni di alterazione idrotermale. \r\n\r\n\r\n\r\n\r\nFig. 1 \u2013 Schema geologico dell\u2019 Isola d\u2019Elba occidentale", "img": "http://api.webmapp.it/elba/media/geonew/geo15.jpg", "id": 15, "imageGallery": [ { "src": "http://api.webmapp.it/elba/media/geonew/geo15.jpg", "caption": "prova caption 1" } ] }, "geometry": { "type": "Point", "coordinates": [ 10.257706866341913, 42.79180144831175 ] } } ] }