Geomorfologia

Il crinale che segna il lato meridionale dell'area protetta ha un profilo decisamente asimmetrico, in gran parte dovuto alla diversa giacitura degli strati rocciosi nei due versanti. Il versante toscano é scosceso e a tratti impressionante per le pareti che paiono come tagliate negli strati arenacei, mentre quello emiliano é decisamente meno acclive e sui pendii che tendono a disporsi lungo le superfici di strato si sono prodotte, e poi conservate, le piú belle morfologie glaciali di tutto l'Appennino settentrionale. I rilievi del crinale sono interamente modellati nelle arenarie appartenenti alla Formazione del Macigno: rocce formate da sabbia cementata e caratterizzate da una granulometria piuttosto grossolana, una regolare stratificazione e una colorazione grigia (che puó diventare bruna per alterazione e apparire bianca o giallastra per la presenza di licheni crostosi). L'origine di queste arenarie é legata alla sedimentazione in ambienti marini abissali dove le sabbie giungevano trasportate dalle correnti di torbida: colossali masse di sedimenti mista ad acqua, che si innescavano nei pressi delle coste a causa di terremoti, frane sottomarine o ingenti piene fluviali. Una volta formata, la corrente di torbida si muoveva lungo i pendii sottomarini verso le zone abissali e durante il percorso poteva incidere il fondale sino a scavare veri e propri canyon, aumentando cosí il suo carico di sedimenti. Come accade per le valanghe di neve e le "nubi ardenti" di ceneri vulcaniche, l'energia della corrente si produceva anche per il contrasto di densità tra la sua massa e quella dell'acqua marina circostante. Raggiunti i fondali abissali, la corrente subiva una progressiva decelerazione e depositava i suoi sedimenti a partire dai piú pesanti, le sabbie, e solo dopo il completo arresto lasciava decantare le leggerissime particelle argillose. Dalla sedimentazione di una corrente di torbida, quindi, ha il piú delle volte origine uno strato litologicamente doppio, con una base arenacea che sfuma verso l'alto in un tetto argilloso, e le torbiditi, cioé le rocce di queste successioni sedimentarie, sono caratterizzate da una monotona alternanza di strati arenacei e marnosi (questi ultimi possono anche essere il risultato della lentissima sedimentazione dei finissimi fanghi abissali che riprendeva al cessare della corrente). Nel caso del Macigno la netta prevalenza della porzione arenacea degli strati, che a volte hanno alla base granuli molto grossolani e sottili livelli ciottolosi, é una testimonianza dell'elevata energia della corrente che li ha depositati. La sedimentazione del Macigno é avvenuta, tra la fine dell'Oligocene e l'inizio del Miocene (30-25 milioni di anni fa), sui profondi fondali della cosiddetta avanfossa, il bacino che si era creato davanti al corrugamento appenninico embrionale, dove il ripetersi di innumerevoli episodi torbiditici portó all'accumulo di circa 1000 m di strati arenacei.

Sulle pendici sudorientali di Monte Navert e sul Monte Aguzzo affiora una formazione caratterizzata da chiari strati calcarei e calcareo-marnosi, alternati a strati marnoso-argillosi piú sottili di colore scuro, che appartengono a una formazione rocciosa nota come Flysch di Monte Caio (un monte che si erge a breve distanza dal parco). La ritmica alternanza di strati calcarei e marnosi e la loro grande continuità testimoniano l'origine torbiditica delle rocce (flysch é un termine dialettale svizzero, traducibile con "terreno che scivola", che é utilizzato dai geologi per indicare i depositi torbiditici). Il Flysch di Monte Caio appartiene a un gruppo di successioni torbiditiche, in prevalenza calcaree, denominate "flysch ad elmintoidi" per la presenza, all'interno degli strati, delle tracce fossili lasciate da un organismo, Helminthoidea labirintica, che si muoveva alla ricerca di cibo sui fangosi fondali marini secondo sistematiche traiettorie ricurve. I flysch ad elmintoidi si depositarono tra il Cretaceo superiore e l'Eocene (90-45 milioni di anni fa) su fondali marini profondi, quando era ancora in atto la chiusura dell'Oceano Ligure, da correnti di torbida che trasportavano in sospensione particelle calcaree e argillose.

Nelle montagne appenniniche hanno lasciato tracce notevoli i processi di modellamento avvenuti durante le glaciazioni che si sono avvicendate nel Pleistocene (800.000-10.000 anni fa), quando estese porzioni dell'emisfero settentrionale vennero rivestite dai ghiacci. Delle quattro glaciazioni che interessarono la catena, le ultime due, denominate Riss e Würm dalle vallate alpine che ne conservano le forme piú significative, hanno lasciato memoria nelle montagne parmensi. Del Riss, che ebbe luogo intorno a 200.000 anni fa, il parco custodisce la sola testimonianza certa dell'Appennino settentrionale: la coltre di depositi morenici, i sedimenti eterogenei e disorganizzati trasportati dalle masse glaciali e poi abbandonati al loro ritiro, che ricopre il piano sommitale del Monte Navert verso Pian del Freddo e sino a Groppo Fosco. Una straordinaria evidenza in tutto il parco hanno invece le forme scavate dai ghiacci e i depositi morenici del Würm. Tutti gli specchi d'acqua che punteggiano queste montagne occupano il fondo di depressioni (circhi glaciali) scavate dai ghiacci di questo periodo, spesso sbarrate dai tipici cordoni morenici. Durante il Würm, infatti, a partire dal crinale una gigantesca massa di ghiaccio seppellí la maggior parte dei rilievi e si estese nelle vallate sottostanti. Il piú imponente era il ghiacciaio che scendeva lungo la valle del Parma, alimentato dalle lingue dei tre rami che oggi ne formano la testata. Nei pressi del crinale, tra Monte Paitino e Rocca Pumacciolo, il ghiacciaio riceveva il contributo della testata della valle del Cedra, raggiungendo un'ampiezza complessiva di quasi 25 km2 (il piú grande apparato glaciale di tutto l'Appennino settentrionale). Come testimoniato dai depositi morenici prossimi al borgo di Staiola, la lingua del grandioso ghiacciaio raggiunse una lunghezza massima di circa 8 km e una larghezza, all'altezza di Bosco, di quasi 1,5 km. Nella estesissima morena di Bosco, tra castagneti talvolta secolari, si incontrano begli esempi di massi erratici: voluminosi frammenti di arenaria staccatisi dai versanti che fiancheggiavano la lingua glaciale e da essa trasportati piú in basso. Anche il ghiacciaio della valle del Cedra raggiunse uno sviluppo notevole: dalle zone di alimentazione tra i monti Sillara e Malpasso, la lingua principale scendeva spingendosi sino all'altezza di Monchio, dove sono localizzati i depositi morenici piú bassi lasciati dalla glaciazione würmiana.

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