Relazione Tecnica - www silvia regione lombardia

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Allegato A – Relazione Tecnica
Allegata all’istanza di permesso di ricerca per idrocarburi liquidi e gassosi
denominata “Cartabbia”
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INDICE
1.
UBICAZIONE GEOGRAFICA ................................................................................................................................... 5
2.
INTRODUZIONE GEOLOGICA ................................................................................................................................ 6
3.
ELEMENTI STRUTTURALI TRA IL LAGO MAGGIORE E IL LAGO DI COMO .................................................... 11
3.1
3.2
3.3
3.4
3.5
Unità del Generoso ........................................................................................................................................ 11
Unità di Lugano .............................................................................................................................................. 12
Unità del Malcantone ..................................................................................................................................... 12
Unità di Morcote e Salvatore-Val Cuvia ......................................................................................................... 12
Unità Travaglia ............................................................................................................................................... 12
4.
LA MOLASSA SUDALPINA E IL RETROSCORRIMENTO DELLA GONFOLITE ................................................ 14
5.
L’AREA DI STUDIO ................................................................................................................................................ 16
5.1
Pozzi esplorativi trivellati nel passato ............................................................................................................. 16
5.2
Correlazione stratigrafica dei pozzi perforati .................................................................................................. 18
5.3
Litostratigrafia ................................................................................................................................................ 19
5.3.1 I marker simici ........................................................................................................................................... 19
5.3.2 Le formazioni Triassiche ........................................................................................................................... 21
Affioramenti e profondità della sequenza sedimentaria nell’area di studio ......................................................... 21
Breve descrizione paleogeografica ..................................................................................................................... 21
Dolomia del San Salvatore, Formazione di Besano e Calcare di Meride............................................................ 22
Caratteristiche minerarie del Triassico inferiore e medio .................................................................................... 23
Formazione del Pizzella ...................................................................................................................................... 23
Dolomia Principale .............................................................................................................................................. 23
Formazione Campo dei Fiori............................................................................................................................... 24
Caratteristiche minerarie del Triassico superiore ................................................................................................ 25
5.3.3 Le formazioni Giurassiche ......................................................................................................................... 26
Dolomia a Conchodon ........................................................................................................................................ 28
Caratteristiche minerarie del Triassico superiore-Liassico inferiore .................................................................... 28
Formazione di Saltrio .......................................................................................................................................... 28
Formazione Moltrasio (Gruppo Medolo) ............................................................................................................. 28
Broccatello e Breccia Macchia Vecchia .............................................................................................................. 29
Rosso Ammonitico Lombardo ............................................................................................................................. 30
Selcifero Lombardo e radiolariti .......................................................................................................................... 30
5.3.4 Le formazioni Cretaciche........................................................................................................................... 31
Formazione Maiolica ........................................................................................................................................... 32
Caratteristiche minerarie del Giurassico superiore-Cretacico inferiore ............................................................... 32
Marne di Bruntino ............................................................................................................................................... 33
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Formazione Scaglia e Formazione Sass della Luna ........................................................................................... 34
Flysch Lombardo ................................................................................................................................................ 34
5.3.5 Le formazioni Terziarie .............................................................................................................................. 35
Marne di Gallare ................................................................................................................................................. 36
Formazione di Ternate (Calcari a Nummuliti del Varesotto) ............................................................................... 38
Gonfolite Lombarda ............................................................................................................................................ 39
6.
PROFILI GEOLOGICI E SISMICI ........................................................................................................................... 41
6.1.
6.2.
6.3.
6.4.
6.5.
6.6.
6.7.
6.8.
6.9.
7.
NRP-20 – linea sismica S7 – sezione di Lugano ........................................................................................... 42
NRP-20 – linea sismica S6 ............................................................................................................................ 42
NRP-20 – linea sismica S5 – sezione del Generoso...................................................................................... 44
Profilo geologico della sezione di Lugano/Arbostora ..................................................................................... 45
NRP-20 – sezione longitudinale N-S lungo la traversa est ............................................................................ 46
CROP / NRP-20 – linee sismiche CROP 88-1 e S5....................................................................................... 47
EGT – European Geo Traverse – profili E e H ............................................................................................... 48
ESC – Italian explosion seismology Group – profilo sismico SUDALP 77 ..................................................... 51
Profili geologici interpretati A, B e C ............................................................................................................... 51
OBIETTIVI MINERARI ............................................................................................................................................ 54
7.1
Introduzione ................................................................................................................................................... 54
7.2
Il sistema petrolifero Meride / Riva di Solto .................................................................................................... 54
Caratterizzazione degli idrocarburi e manifestazione .............................................................................................. 55
Caratterizzazione delle source rocks, manifestazione e maturazione ..................................................................... 56
Caratterizzazione delle trappole .............................................................................................................................. 58
Caratterizzazione dei reservoirs .............................................................................................................................. 58
Caratterizzazione dei seals...................................................................................................................................... 60
7.3
L’area di studio ............................................................................................................................................... 60
7.3.1 Proprietà delle source rocks ...................................................................................................................... 61
7.3.2 Modello del bacino sedimentario ............................................................................................................... 61
Parametri principali del modello .......................................................................................................................... 61
Alto di Arbostora – Località Monte San Giorgio (SG).......................................................................................... 62
Alto d’Arbostora – Località Stabio (ST) ............................................................................................................... 62
8.
LAVORI ESEGUITI NELL’AREA ............................................................................................................................ 67
8.1
8.2
8.3
8.4
Rilievi sismici .................................................................................................................................................. 67
Tecniche di elaborazione .................................................................................................................................... 67
Dati gravimetrici ............................................................................................................................................. 69
Introduzione ........................................................................................................................................................ 69
Variazione di densità nei bacini sedimentari recenti ........................................................................................... 69
Dati aeromagnetici ......................................................................................................................................... 70
Caratteristiche e organizzazione dei dati ............................................................................................................ 70
Processazione dei dati e metodologia di integrazione ........................................................................................ 71
L’area Cartabbia ................................................................................................................................................. 72
Perforazioni .................................................................................................................................................... 73
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8.5
Maggiori scoperte rinvenute ........................................................................................................................... 74
8.5.1 Campi estrattivi con affinità litologiche ...................................................................................................... 74
Villafortuna-Trecate ............................................................................................................................................ 74
Gaggiano ............................................................................................................................................................ 74
Malossa .............................................................................................................................................................. 74
8.5.2 Gas seeps e gas assorbiti ......................................................................................................................... 75
9.
POTENZIALE MINERARIO .................................................................................................................................... 77
9.1
9.2
9.3
Inquadramento generale ................................................................................................................................ 77
Potenziale residuo.......................................................................................................................................... 77
Potenziali reservoirs ....................................................................................................................................... 78
TAVOLE ........................................................................................................................................................................... 80
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Allegato A – MAC OIL SpA
1. UBICAZIONE GEOGRAFICA
L’area oggetto dell’istanza di permesso di ricerca per idrocarburi denominata Cartabbia è situata nel nord Italia a
ridosso del confine Elvetico, e più precisamente a ridosso della parte sud del Canton Ticino (Distretto di Mendrisio).
L’area ricade nella Regione Lombardia, Province di Varese e Como ed include territori dei seguenti Comuni: Albiolo,
Appiano Gentile, Arcisate, Azzate, Barasso, Bardello, Beregazzo con Figliaro, Biandronno, Binago, Bisuschio,
Bizzarone, Bodio Lomnago, Brunello, Buguggiate, Bulgarograsso, Cagno, Cantello, Caronno Varesino, Casale Litta,
Casciago, Casnate con Bernate, Cassina Rizzardi, Castelnuovo Bozzente, Castiglione Olona, Castronno,
Cavallasca, Cazzago Brabbia, Cernobbio, Clivio, Cocquio-Trevisago, Comerio, Como, Crosio della Valle, Daverio,
Drezzo, Faloppio, Fino Mornasco, Galliate Lombardo, Gavirate, Gazzada Schianno, Gironico, Grandate, Inarzo,
Induno Olona, Lozza, Luisago, Lurate Caccivio, Luvinate, Malnate, Maslianico, Montano Lucino, Morazzone,
Mornago, Olgiate Comasco, Oltrona di San Mamette, Parè; Rodero, Ronago, Saltrio, San Fermo della Battaglia,
Solbiate, Sumirago, Ternate, Uggiate-Trevano, Valmorea, Varano Borghi, Varese, Vedano Olona, Venegono
Inferiore, Venegono Superiore, Vergiate, Viggiù, Villa Guardia.
L'estensione dell'area corrisponde a 332.12 km², caratterizzati da una topografia pedealpina nella sua parte più
settentrionale, con quota massima di ca. 1’150 m s.l.m. in prossimità del comune di Santa Maria del Monte (Sacro
Monte di Varese) nel quadrante nord-ovest dell’area e di ca. 1'150 m s.l.m. nel quadrante nord-est in prossimità del
Monte Bisbino e più pianeggiante nella sua estensione verso sud, con una quota media variante dai 300 ai 400 m
s.l.m. L'impatto antropico ha prodotto numerosi insediamenti abitativi di piccole dimensioni, eccezion fatta per il
Comune di Varese, mentre la campagna ha utilizzo per le sole pratiche agricole. L’area ad ovest include totalmente
il Lago di Varese, mentre ad est include poche centinaia di metri quadrati del Lago di Como.
Figura 1.1 – Localizzazione dell’area Cartabbia, visibile in arancione nell’immagine.
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2. INTRODUZIONE GEOLOGICA
La catena delle Alpi Meridionali (Sudalpi) si estende dalla città d’Ivrea ad occidente sino alla parte occidentale della
Slovenia e rappresenta uno tra gli esempi meglio conservati di margine continentale passivo. Si tratta di una catena
a falde sovrapposte con trend est-ovest e vergenza verso sud, lunga oltre 500 km e larga da 50 a 150 km, che
costituisce il fronte orogenico meridionale delle Alpi (Figura 2.1). In direzione nord, la catena delle Alpi Meridionali è
tagliata dalla Linea Insubrica, una faglia regionale trascorrente che separa la catena delle Sudalpi dal massiccio
centrale. Verso ovest il contatto col massiccio centrale è delimitato dalla linea Canavese, mentre in direzione
opposta, verso est, le Alpi Meridionali interferiscono con le Dinaridi. A meridione il fronte di catena è sommerso
sotto i depositi tardo- sino a post-orogenici della Pianura Padana, depositatisi tra il Messiniano e il Quaternario. I
dati sismici rilevati durante le campagne ECORS-CROP suggeriscono inoltre un’interferenza strutturale con gli
Appennini Settentrionali.
Figura 2.1 – Posizione delle Alpi Meridionali (in grigio) e della Figura 2.2 (rettangolo) all’interno del complesso orogenico alpino. Le Alpi Meridionali formano
principalmente il fronte orogenico del sistema Neogenico alpino. Schumacher, M.E., Schönborn, G., Bernoulli, D. & Laubscher P., 1996. Rifting and collision in
the Southern Alps. In: Pfiffner, O.A., Lehner, P., Heitzmann, P., Mueller, St. & Steck, A., Editors, 1996. Deep structure of the Alps – Results of NRP20,
Birkhauser Verlag, Basel
Il basamento metamorfizzato durante il periodo Ercinico, le rocce ignee e sedimentarie del Paleozoico superiore e i
sedimenti terziari risalenti al Mesozoico-Terziario superiore sono coinvolti nella catena a falde sovrapposte. Il
basamento cristallino roccioso delle Alpi Meridionali risale al periodo precedente il Carbonifero superiore e mostra
deformazioni erciniche sovrapposte da deformazioni tardive alpine. Il grado metamorfico delle rocce che ricoprono
la Discontinuità del Carbonifero Superiore (Westphaliano B/C) aumenta da est (anchimetamorfosi) verso ovest
(facies anfibolitica). Questo fatto suggerirebbe un passaggio verso ovest da zone esterne a zone sempre più interne
del complesso orogenico ercinico.
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Il modello strutturale delle Alpi Meridionali (Figura 2.2) è caratterizzato da strutture compressive con trend E-O e
OSO-ENE che caratterizzano la parte occidentale rispettivamente orientale della catena. Una serie di faglie con
trend nord-sud, risalenti al Mesozoico inferiore e correlate al sistema distensivo tra Adria e Europa, taglia la catena.
Le faglie sono in parte state invertite e riattivate in faglie trascorrenti e rampe oblique nel corso dei periodi
successivi, favorendo cambiamenti repentini di spessore e di facies delle formazioni mesozoiche. Durante il Norico
(Triassico superiore) e il Liassico (Giurassico inferiore) divennero evidenti i domini principali delle Sudalpi,
inizialmente con cambiamenti locali di facies, successivamente con la formazione di bacini sedimentari, alti
strutturali sommersi e plateaux sedimentari. Questo periodo di tempo fu caratterizzato da intensi processi distensivi
e da pronunciata subsidenza, correlati all’evoluzione dell’oceano Vardar verso est, che precedettero l’apertura del
segmento ligure e del Piemonte dell’oceano della Tetide (Giurassico-Cretacico inferiore). Faglie normali
interessarono l’estesa piattaforma della Dolomia Principale che ricopriva l’intera area delle Sudalpi. Di conseguenza
si svilupparono una serie di bacini marini in cui si depositarono risedimenti a grana grossa, calcari a grana fine e
dolomie (Formazione di Zorzino). Un profilo E – O delle Alpi Meridionali mostra tre province tettoniche risalenti a
questo periodo: la Piattaforma Veneta, a est della linea Ballino-Garda, corrispondente alla parte meridionale del
Plateau di Trento; il Bacino Lombardo, tra la faglia del Lago Maggiore e le faglie Ballino-Garda, caratterizzato da
processi distensivi, faglie distensive (Figura 2.4), subsidenza e spessi depositi sin-sedimentari; i settori Canavese e
Biellese, a ovest del Lago Maggiore, che formarono inizialmente un alto strutturale per poi essere sottoposti a
subsidenza sino a raggiungere elevate profondità.
Figura 2.2 – Carta tettonica delle Alpi Meridionali occidentali con la posizione delle sezioni A – E (vedi capitolo Profili geologici e sismici). La porzione
occidentale delle Sudalpi curva verso sud seguendo l’arco delle Alpi Occidentali. Tra il Lago Maggiore e il Lago di Como il complesso Ivrea-Ceneri (thickskinned) interferisce col sistema delle Falde Orobiche (thin-skinned). Verso sud si noti la posizione approssimativa del fronte medio-tardo Miocenico della
Catena di Milano sotto la Pianura Padana. C: Linea Cremosina, Ca: Linea Canavese, Ga: Linea Gallinera, Gr: Linea Grona, Le: Linea Lecco, Lu: Linea di
Lugano, LM: Linea Lago Maggiore, O: Linea Orobica, P: Linea Porcile, T: Linea Tesserete, Tr: Linea Tresa, V: Linea Verbania. Schumacher, M.E., Schönborn,
G., Bernoulli, D. & Laubscher P., 1996. Rifting and collision in the Southern Alps. In: Pfiffner, O.A., Lehner, P., Heitzmann, P., Mueller, St. & Steck, A., Editors,
1996. Deep structure of the Alps – Results of NRP20, Birkhauser Verlag, Basel
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All’interno del Bacino Lombardo, nel periodo post-Ercinico e pre-Alpino, videro origine strutture distensive a
carattere regionale tra cui faglie listriche ad alto angolo d’immersione (Faglia del Lago Maggiore, Linea di Lugano,
Linea Ballino-Garda, Figura 2.3). Ebbe origine una serie di alti strutturali, tra cui, elencati da ovest ad est, Alto di
Gozzano, Alto di Arbostora, Plateau di Albenza, Alto Monte Cavallo, Alto di Botticino, nonché una serie di profondi
bacini sedimentari come il Bacino di Monte Nudo, Bacino del Monte Generoso, Bacino di Sebino, Bacino di Iseo
(Figura 2.4). La presenza della faglia del Lago Maggiore è testimoniata da brecce risedimentate, olistoliti e turbiditi
nella serie sedimentaria di San Giulio. La faglia normale di Lugano (Linea di Lugano), una tra le faglie principali
delle Alpi Meridionali, posizionata ad est della zona di studio, ebbe origine tra il Norico e il Liassico medio. Questa
faglia presenta un’immersione verso est dividendo l’alto strutturale di Arbostora dal Bacino del Monte Generoso. Il
movimento verticale lungo la faglia è stimato in almeno 7 km. Poco più a ovest della faglia, lungo l’Alto di Arbostora
e di Lugano, intensi processi sin-sedimentari portano alla formazione di fratture d’iniezione polifasiche e di brecce
tettoniche all’interno della Dolomia Principale del Triassico superiore, tipiche di ambiente marino poco profondo
(Macchia Vecchia) e di ambiente marino profondo (Broccatello).
Figura 2.3 – Successione sin-estensionale Mesozoica delle Alpi Meridionali e dell’avampaese della Pianura Padana. Scotti, P. & Fantoni, R., 2008. Thermal
modelling of the extensional Mesozoic succession of the Southern Alps and implications for oil exploration in the Po Plain foredeep. Extended Abstract A006,
70th EAGE Conference & Exhibition, Rome 2008
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Figura 2.4 – Ricostruzione palinspatica con la posizione originaria delle faglie risalenti al Norico-Liassico nel Bacino Lombardo. Schumacher, M.E., Schönborn,
G., Bernoulli, D. & Laubscher P., 1996. Rifting and collision in the Southern Alps. In: Pfiffner, O.A., Lehner, P., Heitzmann, P., Mueller, St. & Steck, A., Editors,
1996. Deep structure of the Alps – Results of NRP20, Birkhauser Verlag, Basel
Durante il Giurassico medio e il Cretacico inferiore, nel periodo di post-rift, la deposizione di sedimenti pelagici
profondi dimostra l’approfondimento dell’oceano dovuto a subsidenza termica. Il Bacino Lombardo subì un’elevata
subsidenza, sprofondò sotto la CCD (soglia di compensazione di calcite e aragonite) e nel Giurassico superiore si
depositarono così radiolariti. Nello stesso periodo, all’interno del Canavese, nel Bacino Lombardo e nel Plateau
Veneto, in corrispondenza di alti strutturali locali, si verificò la deposizione calcari ammonitici (Rosso Ammonitico).
Cambiamenti climatici tardo Cretacici portarono alla sostanziale depressione della CCD e alla sedimentazione dei
calcari micritici della Formazione Maiolica. Nel Cretacico superiore e nel Terziario il margine continentale Sudalpino
fu interessato da processi compressivi dovuti alla convergenza tra Adria ed Europa. Il margine fu sottoposto a
deformazione polifasica e convertito nella catena a falde sovrapposte delle Alpi Meridionali. Il movimento verso nord
dell’Adria contro la placca europea relativamente stabile portò durante l’Orogenesi Alpina alla formazione di due
sistemi cinematici: un sistema destrale trascorrente lungo il bordo settentrionale dell’Adria e un sistema sinistrale
trascorrente lungo il bordo occidentale. I principali elementi strutturali di catena possono essere brevemente
riassunti nelle seguenti unità elencate da nord verso sud: le Falde Orobiche, le Anticlinali Orobiche, le Unità
Alloctone Carbonatiche e il Parautoctono delle Prealpi, le strutture del bordo Sudalpino e il Backthrust Pedealpino.
Più a sud le unità di catena s’immergono sotto i sedimenti della Pianura Padana, caratterizzata ad ovest dalla
Sinclinale Pedealpina e dal Bacino Inverso di Lacchiarella, ad est dalle Unità Imbricate Terziarie e dalle strutture del
Bacino Centrale Lombardo.
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Le Falde Orobiche costituiscono il tetto dell’edificio strutturale che coinvolge il Basamento Sudalpino formato da
successione metasedimentarie (filliti, paragneiss) intruse da granitoidi dell’Ordoviciano risalenti al Paleozoico. Il
metamorfismo raggiunse nelle Sudalpi un grado anchimetamorfico di basso grado sino alla facies a scisti verdi.
La deformazione del basamento è evidenziata dalla presenza di pieghe di alcuni metri sino a centinaia di metri
d’ampiezza e dalla foliazione metamorfica dei sedimenti del Permiano inferiore. La deformazione raggiunse il punto
di transizione tra deformazione fragile e plastica del quarzo. Le Anticlinali Orobiche costituiscono una complessa
serie di pieghe regionali e di thrusts chilometrici, con giacitura en-échelon. La foliazione alpina di piano assiale ha
un’immersione verso NNO ed è presente su larga scala. I lati meridionali delle pieghe Orobiche presentano
un’immersione regolare verso sud delle formazioni del Permiano - Triassico inferiore sotto le successioni medio sino
a tardo Triassiche. Le Unità Carbonatiche Alloctone e il Parautoctono delle Prealpi è formato da un sistema di
thrusts sovrapposti che coinvolge più unità tettoniche formate da carbonati e da depositi clastici del Triassico mediosuperiore. Si distinguono vari livelli di scollamento tettonico all’interno della serie sedimentaria tra cui i depositi
Carniola di Bovegno del Triassico inferiore, gli strati di Raibl del Triassico superiore, le Argille di Riva di Solto del
Retico, le marne del Gruppo della Scaglia Lombarda risalenti al Cretacico medio e la Formazione di Chiasso
dell’Oligocene. Le differenze litologiche dei depositi di piattaforma e di bacino danno origine a differenti geometrie
tra cui strutture duplex e stack antiformali, che globalmente mostrano una lieve immersione perso sud. Le falde
sovrapposte inferiori, più meridionali e risalenti al Norico-Liassico, formano uno stack imbricato chiamato
Parautoctono delle Prealpi che poggia su un livello di scollamento evaporitico del Carnico (base del Triassico
superiore, Marna del Pizzella). La Flessura Pedemontana è una catena strutturale che sostituisce il Parautoctono
delle Prealpi verso sud e definisce una sorta di bordo di catena di tipo out-of-sequence tra il Lago di Como e il Lago
d’Iseo. Questa unità è caratterizzata da ripide faglie inverse, dove le formazioni del Retico-Giurassico risultano
sovrapposte alle formazioni Cretaciche. Le strutture del bordo Sudalpino formano una catena a falde sovrapposte
lungo i contrafforti delle Alpi Meridionali lombarde. Questa unità tettonica rappresenta i rilievi strutturali più elevati
della Flessura Pedemontana e coinvolge i sedimenti d’acqua profonda dell’Albiano-Campaniano del Flysch
Cretacico.
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3. ELEMENTI STRUTTURALI TRA IL LAGO MAGGIORE E IL LAGO DI COMO
La complicata geometria strutturale dell’area
compresa tra il Lago Maggiore e il Lago di Como
è dovuta alla congiunzione di due sistemi
tettonici, le Falde Orobiche ad est e il sistema
Ivrea verso SO. Il sistema Orobico è di tipo thinskinned, presenta quindi un basamento che
comprende unicamente pochi chilometri della
parte superiore della crosta terrestre. Il sistema
Ivrea è invece thick-skinned e contiene rocce
dell’intera crosta terrestre, incluse le rocce di
transizione crosta-mantello. L’assenza di una
coltre sedimentaria tra i due sistemi rende
difficile la localizzazione precisa della zona di
contatto. A nord della Faglia a trend E-O
Tesserete-Grona e delle faglie Arosio-Luino e
Verbania ad ovest il basamento San Marco della
Falda Orobica Superiore continua verso est sino
a oltrepassare il Lago di Como (Figura 3.1, 3.2).
A sud di questo confine sia il basamento sia il
ricoprimento sedimentario della Falda Orobica
Superiore continuano sino al Lago Maggiore;
una loro precisa correlazione è resa difficile
dalla presenza di faglie trascorrenti oblique
come la Linea di Lugano e la Linea di Val CuviaSalvatore.
3.1
Figura 3.1 – Principali unità tettoniche tra il complesso Ivrea-Ceneri (in
nero) e la Falda Orobica Superiore (in grigio: basamento; linee grigie
verticali: sedimenti). Schumacher, M.E., Schönborn, G., Bernoulli, D. &
Laubscher P., 1996. Rifting and collision in the Southern Alps. In: Pfiffner,
O.A., Lehner, P., Heitzmann, P., Mueller, St. & Steck, A., Editors, 1996.
Deep structure of the Alps – Results of NRP20, Birkhauser Verlag, Basel
Unità del Generoso
Ad ovest del Lago di Como, nella parte nord dell’Unità del Generoso, falde di tipo thin-skinned vergenti verso nord
caratterizzano il fianco meridionale della Linea Grona. La loro base giace nei depositi del Carnico, mentre le rampe
interessano i sedimenti del Triassico. La Linea di Lugano caratterizza il bordo occidentale dell’Unità Generoso.
Lungo la linea una lunga faglia Mesozoica fu riattivata durante l’orogenesi Alpina dando origine a movimenti
sinistrali. Lungo questa rampa il basamento della Falda Orobica Superiore (l’Unità Val Colla) fu spostato verso sud
sino a posizionarsi accanto all’Alto d’Arbostora. La porzione meridionale dell’unità è caratterizzata prevalentemente
da falde e pieghe vergenti verso sud; unicamente il bordo meridionale, dove la Gonfolite Lombarda dell’Oligocene
giace sulla sequenza Mesozoica dell’Unità Generoso, risulta nuovamente vergente verso nord.
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3.2
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Unità di Lugano
Le principali rocce di questa unità sono costituite da affioramenti del basamento. Tra le principali litologie affioranti vi
sono gli Gneiss Chiari che giacciono al top del basamento e relitti del ricoprimento sedimentario tardo PaleozoicoTriassico ad ovest della Linea di Lugano e a sud della Linea di Tesserete. L’Unità di Lugano fa parte della Falda
Orobica Superiore. Il bordo meridionale dell’unità è caratterizzato dal contatto con l’Unità San Salvatore-Val Cuvia,
contraddistinta da una complessa successione di rocce sedimentarie. Il confine verso ovest è dato dalla Faglia di
Taverne di origine pre-Alpina.
3.3
Unità del Malcantone
L’Unità Malcantone è pure caratterizzata dal basamento della Zona del Ceneri. Il tetto degli gneiss presenta rocce
rossastre altamente degradate ricoperte localmente da sedimenti e vulcaniti Permiani. La similitudine con le
successioni riscontrate nell’Unità Lugano (separata dalla Linea pre-Alpina di Taverne) suggerisce come questa
unità faccia a sua volta parte della Falda Orobica Superiore.
3.4
Unità di Morcote e Salvatore-Val Cuvia
L’Unità Morcote contiene una parte di basamento (Unità Arbostora) ad ovest della Linea di Lugano separato dal
basamento dell’Unità Lugano dai sedimenti dell’Unità Salvatore-Val Cuvia. La complessa struttura di questa catena
comprende faglie strike-slip sinistrali, e falde tettoniche sovrapposte. L’unità sedimentaria è considerata essere una
struttura interna della Falda Orobica Superiore e non il contatto tra due falde tettoniche distinte. Il basamento
dell’Unità Morcote, formato da vulcaniti del Permiano, costituisce il nucleo di un sistema anticlinale con un asse
diretto verso ovest, detto Anticlinale di Arbostora.
3.5
Unità Travaglia
A nord della parte occidentale della catena Salvatore-Val Cuvia il basamento ritorna in superficie in corrispondenza
dell’Unità Travaglia. Pure questa unità fa parte della Falda Orobica Superiore. Verso ovest la sezione sedimentaria
diviene viepiù completa (Pizzoni di Laveno, Rocca di Calde). Lungo il bordo meridionale dell’Unità Travaglia i
sedimenti del bacino del Monte Nudo sono stati dapprima spostati verso nord formando lo sovrascorrimento del
Monte Nudo. In un secondo momento una fase trascorrente verticalizzò lo sovrascorrimento dando localmente
origine a un thrust inverso.
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Figura 3.2 – Carta geologica delle Alpi Meridionali tra il Lago Maggiore e il Lago di Como basata su altre mappe pubblicate e dati di Schumacher. In rosso i
confini dell’area di studio. Schumacher, M.E., Schönborn, G., Bernoulli, D. & Laubscher P., 1996. Rifting and collision in the Southern Alps. In: Pfiffner, O.A.,
Lehner, P., Heitzmann, P., Mueller, St. & Steck, A., Editors, 1996. Deep structure of the Alps – Results of NRP20, Birkhauser Verlag, Basel
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4. LA MOLASSA SUDALPINA E IL RETROSCORRIMENTO DELLA GONFOLITE
La Molassa Nord-Alpina e la Molassa Sudalpina sono considerate prodotti di disgregazione derivati dall’orogenesi,
dall’uplift e dalla successiva erosione Alpina medio- tardo-Terziaria. Le molasse nord-Alpine sono perlopiù costituite
da conglomerati subaerei o deltizi e, verso nord, da depositi di piana alluvionale oppure d’ambiente marino poco
profondo. I conglomerati e le arenarie della Molassa Sudalpina si depositarono invece essenzialmente lungo i bordi
e le scarpate di profondi bacini sedimentari.
La costruzione nel 1984-1987 del tunnel ferroviario di Monteolimpino tra Ponte Chiasso e Grandate (Figura 4.1)
permise di indagare il contatto altamente tettonizzato tra la sezione Mesozoica e la Formazione di Chiasso, nonché
la discontinuità strutturale tra la Formazione di Chiasso e il Gruppo della Gonfolite Lombarda. La successione
Mesozoica comprende i depositi Giurassico-Cretacici del Bacino del Generoso costituiti dalla parte superiore dei
calcari della Formazione di Montrasio. I sedimenti del Giurassico medio sono costituiti da marne rosso-verdastre
altamente deformate dello spessore di 10-12 metri. La Formazione di Sogno mostra un contatto tettonico con la
Maiolica Lombarda che a sua volta è separata dalla Formazione di Chiasso da una discontinuità caratterizzata dalle
marne della Formazione Scaglia Variegata ridotte a frammenti decimetrici molto deformati.
Le formazioni clastiche Oligo-Mioceniche dei contrafforti Lombardi si suddividono nella Formazione di Chiasso, alla
base, e dal Gruppo della Gonfolite Lombarda, separati tra di loro da una discontinuità regionale di origine marina
caratterizzata da uno hiatus sedimentario che localmente raggiunge 7 milioni d’anni. La Formazione di Chiasso è
composta da argille e silttones turbiditici grigi finemente laminati. La superiore Formazione di Como ha origine da
sedimentazione rapida all’interno di un sistema di canyon marini. Il contatto tettonico tra la sequenza Mesozoica e la
Formazione di Chiasso è ben esposto nel tunnel Monteolimpino e mostra un orientamento di 120° con un
immersione di 60° verso SO. I calcari e le marne della sequenza Mesozoica sono molto tettonizzate con fratture
cementate da calcite fribrosa. La Formazione di Chiasso sotto il contatto presenta pure numerose fratture
subparrallele rispetto alla stratificazione della roccia che, al contrario, sono prive di calcite. Gli assi della
deformazione mostrano un accorciamento NNE-SSO e un regime compressivo con una faglia regionale inversa
avente il blocco di tetto della zona di taglio a sud sovrapposto sul blocco di muro a nord.
Il thrust osservato al Monteolimpino non è un fenomeno locale bensì fa parte di un thrust regionale vergente verso
nord, il retroscorrimento della Gonfolite Lombarda, che separa la Formazione di Chiasso e la Gonfolite dalla
sottostante successione Mesozoico-Terziaria. Poco più a sud di Stabio la continuazione di questa struttura è
suggerita dalla presenza di affioramenti Liassici della Struttura di Stabio e della Gonfolite Lombarda poco più a sud.
Il contatto presenta una forma curva ed è obliquo rispetto alla giacitura dei sedimenti Mesozoici a est (orientamento
NO-SE) e a ovest (orientamento ENE-OSO) di Mendrisio. Il Gruppo della Gonfolite Lombarda e il suo contatto
basale non sembrano essere interessati dalla Linea di Lugano. Questo fatto indica come la riattivazione Alpina della
Linea di Lugano sia più vecchia del thrust della Gonfolite Lombarda. Il thrust precede i Conglomerati Messiniani di
Pontegana e risale al Burdigaliano oppure potrebbe in alternativa fare parte del sistema a thrust del Miocene
superiore (Tortoniano) documentato nel sottosuolo della Pianura del Po.
I processi deformativi nel segmento occidentale delle Alpi Meridionali possono essere riassunti nel seguente modo:
nel Cretacico superiore-Eocene il sistema a thrust Orobico ebbe inizio nella parte settentrionale delle Alpi
Bergamasche. In profondità questo sistema coinvolse chiaramente il basamento cristallino e i sedimenti Mesozoici.
Nell’Oligocene superiore-Miocene inferiore movimenti trascorrenti lungo la Linea Insubrica separarono il sistema
Orobico dalle sue parti interne; l’area metamorfica Alpina del Lepontino e la parte nord delle Alpi Meridionali
vennero in contatto.
14
Mac Oil SpA
Nel corso del Miocene il fronte deformativo migrò verso sud. La fase più tardiva alloctona (retroscorrimento della
Gonfolite Lombarda) nel Mendrisiotto e Varesotto risale probabilmente al Tortoniano, quando ebbero origine le coltri
di scollamento della Catena di Milano. Il retroscorrimento non cessò nel tardo Miocene ma fu riattivato durante il
Pliocene producendo un significativo uplift del fronte della Gonfolite.
Figura 4.1 – Carta geologica schematica dell’area del Monteolimpino (da Bernoulli 1964 e Longo 1968) e sezione generalizzata del tunnel Monteolimpino 2 (da
Gelati et al. 1988). Bernoulli, D., Bertotti, G. & Zingg, A., 1989. Northward thrusting of the Gonfolite Lombarda (“South-Alpine Molasse”) onto the Mesozoic
sequence of the Lombardian Alps: Implications for the deformation history of the Southern Alps. Eclogae geol. Helv. 82/3, Birkäuser Verlag, Basel
15
Mac Oil SpA
5. L’AREA DI STUDIO
L’area di studio si situa nella parte occidentale della catena delle Alpi Meridionali tra il Lago di Como e il Lago di
Varese. La porzione occidentale e orientale sono caratterizzate da depositi Liassici rispettivamente dell’Unità di
Morcote e dell’Unità Generoso. Nella parte centro settentrionale dell’area affiorano le rocce sedimentarie del
Triassico inferiore depositatesi nel Bacino del Monte Nudo (verso ovest) e in corrispondenza dell’Alto di Arbostora
(più ad est), che a loro volta sono ricoperte dai carbonati del Retico-Norico appartenenti alla Dolomia Principale e
successivamente dai depositi del Liassico e del Giurassico medio. La giacitura mostra prevalentemente
un’immersione di 30-50° verso sud facendo sprofondare le sequenze Triassico-Giurassiche sotto i depositi
quaternari della pianura di Varese. La parte centro-orientale dell’area e la parte sud del Lago di Varese è
caratterizzata dai depositi del Gruppo della Gonfolite Lombarda che delimitano il fronte strutturale di un importante
retroscorrimento a carattere regionale datato Tortoniano. L’area immediatamente a nord della backthrust è
caratterizzata localmente da una serie di strutture anticlinali come l’Anticlinale di Stabio, Anticlinale di Clivio e la
Struttura di Ternate, aventi un trend perlopiù parallelo al fronte della Gonfolite e caratterizzati da affioramenti
Mesozoici. Queste strutture sono interpretate essere strutture secondarie di falde frontali distorte, in strutture
triangolari di tipo split-apart correlate alla migrazione verso nord della Gonfolite Lombarda. Il retroscorrimento della
Gonfolite Lombarda risulta di particolare importanza per il raggiungimento della finestra di maturazione ad olio e gas
degli scisti del Triassico medio tra cui la Zona Limite Bituminosa (Grenzbitumenzone) e la formazione dei Calcari di
Meride.
5.1
Pozzi esplorativi trivellati nel passato
All’interno dell’area di studio sono stati trivellati nel
passato due pozzi esplorativi (Brenno 1 e Morazzone 1,
1970), mentre nelle immediate vicinanze, ad ovest del lato
occidentale dell’area, Agip S.p.A. ha perforato nel 1981 il
pozzo esplorativo Lisanza 1. Tutti i tre pozzi furono
abbandonati perché sterili. Brenno 1, posizionato lungo il
lato settentrionale dell’area raggiunse a 861 m di
profondità i calcari con selce del Liassico. Morazzone 1,
perforato nella parte meridionale dell’area, raggiunse
invece a 1297 m di profondità arenarie argillose e argille
marnose dell’Oligocene, probabilmente appartenenti alle
Marne di Gallare. Lisanza 1 a 3282 metri perforò il tetto di
marne grigio scure appartenenti al Flysch Grigio (Flysch
Lombardo).
Figura 5.1 – Pozzi esplorativi trivellati nell’area. Fonti: questo lavoro
Elenco dei pozzi perforati
Nome
Brenno 1
Morazzone 1
Lisanza 1
Operatore
Petrogeo S.p.A.
Petrogeo S.p.A.
Agip S.p.A.
Anno
1970
1970
1981
Profondità
861 m
1297 m
3282 m
16
Età
Mac Oil SpA
Tetto
(in m)
0
Fondo
(in m)
85
Spessore
85
909
824
909
1076
167
Eocene sup.
1076
1251
175
Miocene inf.
(Aquitaniano)
Oligocene
1251
1280
29
1280
1559
279
Eocene medio-sup.
1559
1835
276
Eocene medio
1835
2040
205
Calcari a Nummuliti del
Varesotto, Formazione di
Ternate
Marne di Gallare
Eocene inf.-medio
Paleocene
Cretacico sup.
(CampanianoMastrichtiano)
2040
2196
156
Scaglia
2196
2493
297
Flysch Lombardo, Flysch
superiore Piano di Brenno
Cretacico sup.
(Coniaciano-Santoniano)
2493
3027
534
Cretacico sup.
(Turoniano)
3027
3282
255
conglomeratico-arenaceo
Piano di Sirone
Grigio
Quaternario
Pliocene
Miocene
Oligocene sup.
Oligocene
85
Nome della formazione /
membro
Non differenziato
Descrizione
Gonfolite Lombarda,
Membro Conglomerato di
Como
Marne di Gallare
Membro Conglomerato di Como, Conglomerati poligenici a
matrice argilloso-siltosa con sottili intercalazioni di arenarie e
argilla grigia
Marne grigie siltoso-sabbiose con rare e sottili intercalazioni di
mudstone, wackestone argilloso-fossiliferi e arenarie litiche a
cemento carbonatico
Alternanze di marne grigie siltoso-sabbiose e mudstone,
wackestone e packstone grigi argilloso-siltiferi
Calcari a Nummuliti del
Varesotto, Formazione di
Ternate
Gonfolite Lombarda,
Formazione di Chiasso
Marne di Gallare
Massi ciottoli e ghiaie poligeniche alluvionali e morenici
Conglomerato poligenico a matrice argilloso-sabbiosa
Marne grigie siltoso-sabbiose con ciottoli di varia natura e livelli
di arenarie
Alternanze di marne grigie siltoso-sabbiose, packstone grigi
fossiliferi
Marne grigie siltoso-sabbiose con rari livelli di arenarie finissime,
packestone-mudstone argillosi fossiliferi e conglomeratico
poligenico
Marne rosse e grigie con intercalazioni di arenarie finissime a
cemento carbonatico e conglomerati poligenici
Mudstone-Wackestone fossiliferi-argillosi, packestone fossiliferisabbiosi spesso ricristallizzati con intercalazioni di marne rosse
e grigi, rari episodi di conglomerato poligenico e arenarie
finissime
Conglomerato poligenico (ciottoli sub-arrotondati di diametro fino
ad oltre 20 cm) a matrice arenaceo-argillosa con sottili
intercalazioni di argilla
Marne grigio scure con sottili intercalazioni di siltiti e arenarie
quarzose e litiche finissime a cemento carbonatico, mudstone
argillosi, siltoso-fossiliferi
Figura 5.2 – Litostratigrafia del pozzo Lisanza 1 (in rosso una discontinuità tettonica). Fonti: questo lavoro
Età
Quaternario
Quaternario
Quaternario
Quaternario
Quaternario
Quaternario
Pliocene
Miocene
Oligocene sup.
Oligocene sup.
Oligocene sup.
Oligocene sup.
Oligocene inf.-medio
Tetto
(in m)
0
10
50
70
160
180
Fondo
(in m)
10
50
70
160
180
220
Spessore
220
775
903
980
1060
1110
1170
775
903
980
1060
1110
1170
1297.5
555
128
77
80
50
60
127.5
membro (interpretato)
10
40
20
90
20
40
Descrizione
Terreni misti di copertura
Conglomerati tipo "Ceppo"
Sabbie miste
Sabbie medio grossolane cementate con ciottoli
Sabbie miste
Sabbie medio grossolane cementate con ciottoli
Gonfolite Lombarda
Gonfolite Lombarda
Gonfolite Lombarda
Gonfolite Lombarda
Marne di Gallare
Marne di Gallare
Marne di Gallare
Alternanza di argille e argille marnose con livelli conglomeratici
Conglomerati prevalenti
Arenarie con argille marnose talora sabbiose
Conglomerati prevalenti
Arenarie argillose e argille sabbiose, argille marnose e sabbie
Conglomerati con sabbie cementate
Arenarie argillose e argille sabbiose, argille marnose e sabbie
Figura 5.3 – Litostratigrafia del pozzo Morazzone 1. Fonti: questo lavoro
17
Età
Mac Oil SpA
Tetto
(in m)
0
Fondo
(in m)
90
Spessore
90
570
570
595
480
25
595
605
620
605
620
625
10
15
5
Liassico
625
630
5
Liassico
630
690
60
Liassico
690
720
30
Liassico
Liassico
Liassico
Liassico
720
780
800
830
780
800
830
870
60
20
30
40
Quaternario
Pliocene
Miocene
Oligocene
Eocene
Paleocene
Cretacico, Giurassico
90
membro (interpretato)
Non differenziato
Sabbie grossolane con ciottoli sparsi, conglomerati tipo "Ceppo"
Marne di Gallare
Scaglia
Alternanza di marne con marne argillose e calcaree
Marne rosso mattone
Scaglia
Formazione Maiolica
Formazione delle
Radiolariti
Ammonitico Rosso
Lombardo
Ammonitico Rosso
Lombardo
Ammonitico Rosso
Lombardo
Formazione di Moltrasio
Descrizione
Selci
Marne rosso mattone
Calcare grigio
Marne rosso mattone
Calcare grigio alternato a marne
Calcare con lenti di selce
Arenaria calcareo-dolomitica
Calcare con lenti di selce
Figura 5.4 – Litostratigrafia del pozzo Brenno 1- Fonti: questo lavoro
Correlazione stratigrafica dei pozzi perforati
SO
Morazzone 1
(1297 m)
Brenno 1
(891 m)
NE
Lisanza 1
(3283 m)
5.2
Quaternario
Pliocene
Miocene medio-superiore
Miocene inferiore
Oligocene sup.
Eocene
Paleocene
Cretacico superiore
Cretacico medio-inferiore
Giurassico medio-superiore
Giurassico inferiore (Liassico)
Figura 5.5 – Correlazione stratigrafica. Fonti: questo
lavoro
Legenda:
campi grigi = presenza della roccia
campi bianchi = assenza della roccia (hiatus)
campi tratteggiati = retroscorrimento della Gonfolite
____ = fondo del pozzo
- - - - = ripetizione tettonica della sequenza
18
5.3
Mac Oil SpA
Litostratigrafia
La parte occidentale e la parte orientale dell’area di studio si differenziano molto dal profilo litostratigrafico in
particolar modo per quanto riguarda lo spessore della sequenza sedimentaria sin-rift tra il Norico e il Liassico medio.
Nel caso dell’Alto di Arbostora, ad ovest, la Formazione condensata di Saltrio documenta la posizione di alto
strutturale durante la fase di rifting tra il Retico e la parte iniziale del Liassico. In particolare La Formazione Moltrasio
(Pliensbachiano inf.-Barremiano) ha uno spessore medio di 150 metri in corrispondenza dell’Alto d’Arbostora; la
medesima formazione raggiunge invece spessori tra 3000 e 4000 metri ad est nel Bacino del Monte Generoso.
5.3.1 I marker simici
Figura 5.6 – Stratigrafia dell’alto strutturale di Arbostora nella parte centro-settentrionale
dell’area. In grigio le unità sin-rift. Schumacher, M.E. 1996. Geological interpretation of the
seismic profiles through the Southern Alps (lines S1-S7 and C3-south). In: Pfiffner, O.A.,
Lehner, P., Heitzmann, P., Mueller, St. & Steck, A., Editors, 1996. Deep structure of the Alps
– Results of NRP20, Birkhauser Verlag, Basel
Il marker A corrisponde probabilmente al
gruppo marnoso della Formazione Scaglia
del Cretacico superiore posizionata tra i
calcari della Formazione Maiolica e i
depositi clastici del Flysch Lombardo. La
banda di riflessione B è correlata alle
alternanze carbonatico-scistose del Retico.
La posizione di questo marker sismico
corrisponde alla base dei carbonati siltosi
Liassici della Formazione di Moltrasio che
osservazioni in superficie hanno dimostrato
raggiungere uno spessore di 4000 m. Il
marker A segna quindi pure il tetto della
Formazione Maiolica del Cretacico
inferiore. La Formazione di Moltrasio è
molto riflettente; il dominio sismicamente
trasparente immediatamente al disotto del
marker B corrisponde alla formazione della
Dolomia Principale. Il tetto del basamento
autoctono è contraddistinto dal marker
sismico C. Le bande di riflessione
corrispondenti al marker sismico D sono
attribuite a sedimenti Mesozoici e più
precisamente ai depositi della Formazione
di Raibl.
Nel seguente lavoro saranno descritte
unicamente le litologie della sezione
stratigrafica ad ovest della Linea di Lugano,
vale a dire le zone interessate dalle unità
tettoniche Alto di Arbostora, Unità Morcote
Molassa delle Alpi Meridionali nonché
interessate dai pozzi esplorativi Brenno 1,
Morazzone 1 e Lisanza 1.
Figura 5.7 – Stratigrafia del Bacino del Monte Generoso nella parte orientale dell’area. In
grigio le unità sin-rift. Fonti: si veda Figura 5.6
19
Mac Oil SpA
Figura 5.8 – Sezione litostratigrafica cronologica post-Ercinica della provincia del Bacino del Po e delle Alpi Meridionali.
Lindquist S.J., 1999. Petroleum Systems of the Po Basin Province of Northern Italy and the Northern Adriatic Sea: Porto
Garibaldi (Biogenic), Meride/Riva di Solto (Thermal), and Marnoso Arenacea (Thermal). U. S. Department of the Interior,
U. S. Geological Survey
20
5.3.2
Mac Oil SpA
Le formazioni Triassiche
LE FORMAZIONI TRIASSICHE
Risultato dell’analisi dei pozzi trivellati nell’area e nelle vicinanze e dallo studio litostatigrafico
Dolomia di Campo dei Fiori
Triassico superiore
(Retico inferiore)
Triassico superiore
(Norico – Retico ?)
reservoir
(buon potenziale)
reservoir
(buon potenziale)
Marne del Pizzella
(Gruppo di Raibl)
Triassico superiore
(Carnico superiore)
seal
Calcari di Meride superiore
(Kalkschieferzone, degli autori
svizzeri, a tetto)
Triassico medio – base del Triassico
superiore (Carnico inferiore – Anisico)
reservoir
Zona Limite Bituminosa (ZLB)
o Formazione di Besano
(Grenzbitumenzone, GBZ,
degli autori svizzeri)
Calcari di Meride inferiore
Dolomia Principale
Dolomia del San Giorgio
Dolomia del San Salvatore
(Formazione di Bellano)
Servino
source rock
(buon potenziale)
source rock
(ottimo potenziale)
seal
reservoir (in caso di
alti mesozoici
circondati da faglie
verticali alpine)
Triassico inferiore – base del
Triassico medio
(Anisico inferiore – Skythian)
Nessun pozzo
Spessore (a Villafortuna-Trecate): 90 m
Nessun pozzo
Spessore (dalla stratigrafia): 400 m
Spessore (a Villafortuna-Trecate): 200 m
Nessun pozzo
Spessore (Villafortuna-Trecate): 30 m
Tetto: nessun pozzo
Base: nessun pozzo
Spessore: nessun pozzo
Spessore ZLB (Alto di Arbostora): 16 m
Spessore ZLB (Villafortuna-Trecate): 70 m
Spessore ZLB (pozzo Castano 1): 66.5 m
Nessun pozzo
Le profondità a tetto e alla base e gli spessori delle formazioni sono valori medi ottenuti dall’analisi dei log dei 3 pozzi esplorativi perforati nell’area e nelle sue
vicinanze. In particolare la profondità delle formazioni varia sensibilmente in direzione nord-sud a causa della giacitura degli strati sedimentari e della loro
immersione verso sud. Localmente si osservano ripetizioni tettoniche di parte della sequenza sedimentaria. L’influenza della Gonfolite è evidente verso sud.
Affioramenti e profondità della sequenza sedimentaria nell’area di studio
Le rocce triassiche della parte settentrionale dell’area di studio si suddividono in due livelli tettonici distinti
corrispondenti alla Falda Orobica Superiore e alla Falda Orobica Inferiore. L’analisi dei profili sismici S7 e S6 del
progetto di ricerca NRP20 (Swiss National Research Program 20) ha permesso di meglio evidenziare le strutture del
sottosuolo (vedi capitolo Profili geologici e sismici). I depositi triassici della falda superiore giacciono nell’area del
confine svizzero del Gaggiolo ad una profondità stimata di 1500 metri, mentre la base del livello più profondo della
falda inferiore giace ad una profondità di 3200. Nella parte meridionale dell’area, in corrispondenza del pozzo
esplorativo Lisanza 1, le sequenze triassiche sono più profonde. L’analisi dei dati di pozzo (Figura 5.2) unitamente
ai dati stratigrafici di Figura 5.6 indicano una profondità del Triassico compresa tra 5100 e 5750 metri.
Breve descrizione paleogeografica
Il Triassico inferiore è caratterizzato da una trasgressione marina generalizzata formatasi gradualmente nel corso
dello Scitico, da est ad ovest. L’aumento dell’attività tettonica alla fine dello Scitico porta ad una diminuzione della
subsidenza e ad una tendenza regressiva. I sedimenti del Triassico inferiore, che poggiano sul basamento
metamorfico Varisico, comprendono nell’area di studio i depositi di spessore limitato del Servino che generalmente
non presentano una sequenza completa bensì risultano erose. Alla base i depositi sedimentari, rappresentanti
21
Mac Oil SpA
sedimenti litorali trasgressivi su facies continentali permiane, sono arenacei e conglomeratici. Nell’area lombarda,
questi sedimenti passano a depositi misti marini-marginali spessi un centinaio di metri (aumentando fino a 300 metri
nell’area del Lago di Como, ad est dell’area presa in esame) e si suddividono verticalmente in tre unità principali:
unità marnoso-dolomitica basale, d’ambiente da intertidale a subtidale; unità calcareo-oolitica intermedia, di
ambiente subtidale a bassa profondità e alta energia; unità superiore pelitico, siltoso, calcarea di ambiente neritico,
con fossili marini pelagici tra cui ammoniti. Il limite superiore della formazione nell’area di studio (come pure in
generale nella Lombardia occidentale) è discontinuo ed erosionale a contatto con la Formazione di Bellano.
Il Triassico medio e in particolare l’Anisico sono caratterizzati da una tendenza trasgressiva generalizzata dovuta ad
un incremento dell’attività tettonica distensiva che si traduce nella formazione di estese piattaforme carbonatiche e
scogliere biocostruite grazie alla ripresa delle comunità di piattaforma tra cui coralli, brachiopodi e bivalvi. Il primo
evento di sedimentazione bacinale avviene tra Anisico e Ladinico con la deposizione della Zona Limite Bituminosa
detta pure Formazione di Besano.
Durante il Triassico superiore il margine occidentale della Tetide era dominato da quattro facies sedimentarie
distinte: una facies continentale, una facies di transizione costiera e lagunare (marne, scisti, evaporati), una facies
carbonatica d’acqua bassa e di piattaforma epicontinentale d’ambiente batiale superiore (spesse successioni di
dolomie e calcari) e una facies pelagica d’acqua profonda (calcari, radiolariti). A partire dal Retico superiore, a
causa del proseguire dei fenomeni di trasgressione, la sedimentazione all’interno del Bacino Lombardo divenne più
uniforme e in un ambiente marino lagunare aperto si depositarono i carbonati della Formazione Campo dei Fiori.
Figura 5.9 - Schema dei rapporti tra le unità stratigrafiche del Triassico inferiore e medio in Lombardia. Gli spessori formazionali non sono rispettati. Modificato
da Desio, 1973 e Gaetani et al., 1986
Dolomia del San Salvatore, Formazione di Besano e Calcare di Meride
Nella porzione occidentale dell’area, all’interno dell’Unità di Morcote, prevalgono facies di piattaforma carbonatica,
rappresentate dalla Dolomia del San Salvatore, che verso l’Alto di Arbostora, passano gradualmente a facies
bacinali calcareo-marnose e argillose (Figura 5.9). La Dolomia del San Salvatore è formata da depositi marini di
piattaforma carbonatica e di barriera corallina, che testimoniano l’inizio di una nuova fase di trasgressione marina.
La Formazione di Besano (Zona Limite Bituminosa, ZLB) depositatasi tra Ladinico e Anisico testimonia un
passaggio ad ambiente marino bacinale-lagunare con profondità massime attorno a 50-100 metri, acque calde e
stagnanti a bassa circolazione. Le condizioni superficiali erano particolarmente favorevoli alla vita di anfibi, pesci,
molluschi e crostacei, mentre sui fondali si verificarono condizioni anossiche adatte alla conservazione di resti fossili
(giacimenti fossiliferi di stagnazione con biofacies di tipo letalpantostrato). La Formazione di Besano affiorante sul
22
Mac Oil SpA
Monte San Giorgio (Alto di Arbostora) raggiunge uno spessore massimo di 16 metri, mentre spessori sino a 65-70
metri sono stati osservati più a sud nei pozzi esplorativi trivellati nella Pianura Padana (Villafortuna-Trecate,
Castano 1). La formazione è caratterizzata da una successione di dolomie alternate a argilliti bituminose finemente
stratificate. Nel Ladinico si depose una potente serie carbonatica a tratti marnoso-bituminosa spessa sino a 600
metri, nota come Calcare di Meride. L’esistenza di eventi anossici durante il Triassico medio è testimoniata da livelli
bituminosi all’interno dei calcari (dal basso verso l’alto, Livello della Cava inferiore, Livello della Cava superiore,
Strati della Cassina) con una presenza fossilifera simile a quella della Formazione di Besano.
Caratteristiche minerarie del Triassico inferiore e medio
vedi capitolo Obiettivi minerari
La Formazione di Besano in particolare, come pure i Calcari di Meride, hanno spiccate caratteristiche quali souce
rocks in grado di generare idrocarburi nel sottosuolo della Pianura Padana e delle Alpi Meridionali per esempio nel
caso del giacimento estrattivo di Villafortuna-Trecate. Il sistema petrolifero Meride / Riva di Solto (vedi capitolo
Obiettivi minerari) prende il nome da queste formazioni ricche in contenuto organico. Il cherogene di tipo II risulta
molto maturo. Gli scisti della Formazione di Besano presentano valori di TOC che possono raggiungere localmente
il 35% con valori medi pari a 4%. I Calcari di Meride presentano spessori significativi (sino a 600 metri) e valori TOC
medi del 0.8%. Il “source potential index” della roccia madre del Triassico medio (SPI, quantitativo di idrocarburi
generato da una colonna di source rock di 1 m² di superficie) è pari a 3.3 – 4 t HC/m².
Formazione del Pizzella
La Formazione del Pizzella è costituita da marne grigie fogliettate, marne bituminose nerastre, talora con resti di
pesci e crostacei intercalate a strati maggiormente carbonatici di spessore da centimetrico a decimetrico. L'unità
costituisce un orizzonte spesso poche decine di metri (100 metri in Figura 5.6; 30 metri a Villafortuna-Trecate), di
solito caratterizzato per la maggiore erodibilità rispetto alle unità sottostanti e soprastanti, assai più competenti.
Dolomia Principale
Nella regione delle Alpi Meridionali, all'inizio del Norico, si verificò una fase marina con la formazione di un vasto
mare epicontinentale poco profondo e caldo. All’interno di questo bacino sedimentarono facies carbonatiche
d’acqua bassa (Dolomia Principale) e facies evaporitiche di transizione. La Dolomia Principale presenta uno
spessore di circa 400 metri. Il modesto spessore di questa formazione e localmente la completa assenza di
sedimenti risalenti al Retico fa presupporre ad una parziale emersione dell’area durante questo periodo. Questa
formazione del Norico inferiore-medio giace in paraconformità sulla serie calcarea di bacino di intra-piattaforma del
Calcare di Meride e solo localmente si osservano intercalazioni di arenarie continentali del Carnico. Nell’area di
studio e negli affioramenti nella Lombardia occidentale la Dolomia Principale mantiene condizioni di piattaforma
peritidale a lieve subsidenza. Essa è costituita da dolomie, calcari dolomitici massicci di colore vario, grigio scuro
sino a chiaro, a tratti color nocciola, con banchi che superano il metro di spessore. In linea generale la formazione
rappresenta una sequenza di tipo shallowing upward formata da facies subtidali sino a peritidali costituite da
dolomia a grana fine depositatasi in sottili strati. La parte inferiore della formazione è costituita da sedimenti
subtidali, mentre verso l’alto cicli peritidali separati da sottili livelli verdognoli di dolomia argillosa sono viepiù
frequenti. I livelli superiori testimoniano quindi condizioni di deposizione in bacini euxinici a circolazione ristretta e
scarsamente ossigenati. Dati geochimici e petrografici indicano una dolomitizzazione prestiva.
23
Mac Oil SpA
Formazione Campo dei Fiori
La Formazione Campo dei Fiori è una sequenza
sedimentaria di piattaforma carbonatica che si depositò
nel corso del Retico inferiore quando i principali bacini
sedimentari, in particolar modo ad est dell’area di studio
(Bacino del Monte Generoso) vennero colmati e la
maggior parte degli alti strutturali furono sommersi e
ricoperti dalle facies marnoso-argillose delle Argilliti di
Riva di Solto e dalle sequenze calcareo-marnose dei
Calcari di Zu (Figura 5.11). Le regioni del Varesotto e del
Luganese furono caratterizzate da banchi carbonatici tra
cui la Dolomia Campo dei Fiori. La formazione è
composta da depositi marini lagunari e di basso fondali
con apporti minori periodici di scisti. L’unità inferiore è
dolomitizzata, mentre quella superiore è calcarea. La
tessitura dolomitica a grana grossa mostra una porosità
intercristallina e subordinatamente una porosità
secondaria da dissoluzione di componenti grossolane
(vuggy porosity). L’emersione prolungata della parte
superiore della Formazione Campo dei Fiori, testimoniata
da uno spesso paleosuolo rossastro e da un’importante
diagenesi meteorica, ha fortemente interessato i sedimenti
inferiori. I valori del Carbonio-13 riscontrati in sezione
sottile in vari campioni provenienti dal Bacino Lombardo
occidentale, l’anali degli elementi in traccia e le
caratteristiche di catodoluminescenza dei campioni
dimostrano come durante il periodo di emersione
subaerea nel Paleosuolo e nei calcari a tetto della
Formazione Campo dei Fiori si stabilirono condizioni di
circolazione freatica d’acqua dolce (Figura 5.10).
Figura 5.10 – Valori del Carbonio-13 verso la profondità nelle formazioni
carbonatiche del Norico-Hettangiano nel Bacino Lombardo occidentale.
Lohmann, K.C, 1988. Geochemical patterns of meteoric diagenetic
systems and their applications to studies of paleokarst. In: Paleokarst (Ed.
by N.P. James and P.W.Choquette, Springer Verlag, New York
Figura 5.11 - Schema dei rapporti tra le unità stratigrafiche del Triassico superiore in Lombardia. Gli spessori formazionali non sono rispettati. Modificato da
Desio, 1973 e Gaetani et al., 1986
24
Mac Oil SpA
Più tardi, durante il Retico superiore e il Liassico inferiore, col proseguire dei fenomeni di trasgressione marina, i
singoli banchi carbonatici si uniformarono all’intero del Bacino Lombardo andando a formare l’esteso banco ooliticobioclastico della Dolomia a Conchodon e le condizioni di deposizione mutarono da tidali d’acqua bassa alla base
sino a condizioni di laguna aperta a tetto della formazione.
Caratteristiche minerarie del Triassico superiore
La Dolomia Principale costituisce un importante reservoir con mineralizzazioni sia gassose sia a idrocarburi liquidi.
La Dolomia Principale e in particolare la Formazione Campo dei Fiori presentano comunque generalmente basse
porosità e permeabilità; solo localmente si osservano processi di fratturazione secondaria e l’allargamento delle
fratture per dissoluzione. La porosità della Dolomia Principale, determinata con l’analisi di campioni dei pozzi
Malossa 4 e Malossa 14, mostra come il 70% dei campioni presenti valori tra 1 e 3%, mentre solo il 10% dei
campioni presenta porosità tra il 3 e il 6%. Il seal superiore è garantito dai livelli argillosi nei calcari cementati della
Formazione Moltrasio (Gruppo Medolo). In ambito petrolifero si parla del sistema “Meride / Riva di Solto” costituito
da roccia madre del Anisico-Ladinico (Formazione di Besano e Calcari di Meride).
25
5.3.3
Mac Oil SpA
Le formazioni Giurassiche
LE FORMAZIONI GIURASSICHE
Formazione delle Radiolariti
(equivalente nei bacini del
Rosso Ammonitico)
Giurassico superiore (Oxfordiano
superiore – Tithoniano)
Rosso Ammonitico Superiore
(in zone di alto strutturale)
Giurassico superiore (Oxfordiano
superiore – Tithoniano)
Rosso Ammonitico Inferiore
Giurassico medio (Bajociano
superiore – Calloviano inferiore)
Formazione Moltrasio (Gruppo
Medolo), Broccatello e Breccia
Macchia Vecchia e Calcare
Selcifero Lombardo
Liassico (Hettangiano inferiore, nel
Bacino del Monte Generoso;
Hettangiano – Sinemuriano inferiore,
nel Bacino del Monte Nudo)
seal
(buon potenziale)
Formazione di Saltrio
Liassico (Pliesbachiano –
Hettangiano)
Triassico superiore – Liassico
inferiore (Retico superiore –
Hettangiano)
seal
(potenziale medio)
reservoir
(ottimo potenziale)
Dolomia a Conchodon
seal
(potenziale medio)
reservoir
(potenziale medio)
seal
(potenziale medio)
reservoir
(potenziale basso)
Tetto (Brenno 1): 620 m
Base (Brenno 1): 625 m
Spessore (Brenno 1): 5 m
Spessore (Castano 1): 19 m
Nessun pozzo
Spessore (dalla stratigrafia): < 20 m
Nessun pozzo
Spessore (Villafortuna-Trecate): 180 m
Le rocce risalenti al Giurassico affiorano lungo il lato settentrionale dell’area di studio, ad ovest nella regione del
Monte Campo dei Fiori, nella parte Centrale vicino al confine Svizzero del Gaggiolo e ad est nell’Unità del Monte
Generoso. L’affioramento nei pressi del valico svizzero del Gaggiolo è dovuto ad una complessa struttura anticlinale
fagliata chiamata Anticlinale di Stabio formatasi in relazione al retroscorrimento della Gonfolite Lombarda.
L’interpretazione geologica dei profili sismici S7 e S6 del progetto NRP-20 (vedi capitolo Profili geologici e sismici)
ha permesso di meglio capire le complesse strutture nei pressi del pozzo esplorativo Brenno 1. Il sottosuolo è
caratterizzato dalla presenza di due falde tettoniche sovrapposte formate da sequenze sedimentarie mesozoicoterziarie posizionate sul basamento metamorfico Varisico, la Falda Orobica Inferiore e la Falda Orobica Superiore.
Le rocce Giurassiche compaiono nel sottosuolo in due livelli distinti all’interno delle due falde: il livello più
superficiale affiora nella regione di Stabio (Svizzera) e s’immerge verso sud sotto il backthrust della Gonfolite
Lombarda sino ad una profondità massima di 1000 metri (base della sequenza Giurassica); la base del livello più
profondo, appartenente alla Falda Orobica Inferiore, giace ad una profondità di circa 2000 metri.
26
Mac Oil SpA
Durante il Giurassico inferiore la Pangea si divise in Laurasia a nord e in Gondwana a sud. Il trend estensivo già in
vigore nel tardo Retico continuò nel Liassico inferiore. Nelle Alpi Meridionali erano sempre distinguibili gli stessi
domini tettonici già presenti nel Triassico (Figura 5.12): Canavese-Biellese, Bacino Lombardo e Piattaforma Veneta.
Nel Bacino Lombardo l’estensione fu accomodata da un numero ridotto di faglie crostali che delimitavano sistemi
half-graben. Il Bacino del Monte Nudo ad ovest era delimitato dalla faglia con immersione verso est del Lago
Maggiore. Più ad est, l’Alto di Arbostora (nella parte centro-settentrionale dell’area di studio) era delimitato dalla
Faglia normale di Lugano, pure avente un’immersione verso est. I sedimenti Triassici del blocco di muro ad ovest
furono sottoposti ad intensi processi tettonici sin sedimentari che formarono un reticolo di fratture d’iniezione
polifasiche (neptunic dikes, Breccia Macchia Vecchia) all’interno delle rocce carbonatiche della Dolomia Principale.
La facies dei calcari adiacenti (e di riempimento delle fessure d’iniezione) suggerisce uno sprofondamento da zone
poco profonde (Formazione Broccatello) a zone marine più profonde (Calcare di Besazio). Lo spostamento verticale
lungo la faglia di Lugano tra il Norico e il Liassico medio si stima attorno a 7 km. Durante il Liassico la zona di taglio
della Linea di Lugano migrò di alcuni chilometri verso ovest, incorporando nuovi segmenti del blocco di muro
all’interno del Bacino del Monte Generoso. Nel corso dell’Hettangiano, all’interno del bacino, sopra le piattaforme
carbonatiche sprofondate, si depositarono calcari emipelagici spicolitici, contenenti cioè endoscheletri calcarei di
spugne microscopiche (Formazione Moltrasio, Medolo). Nel Liassico medio si diffusero facies condensate (Calcari
di Besazio). La velocità di sedimentazione subì nel Pliensbachiano superiore un brusco rallentamento.
All’inizio del Toarciano l’attività tettonica nel Bacino Lombardo, che si trovava sotto la zona fotica, terminò
completamente. Il bacino del Monte Nudo, ad ovest dell’area Cartabbia, costituì uno dei principali depocentri.
Depressioni locali all’interno del Bacino Lombardo permisero la deposizione di sequenze pelagiche più estese che
registrarono un evento anossico nel Toarciano inferiore. Nel Giurassico medio e superiore la profondità del bacino
aumentò favorendo la sedimentazione di calcari pelagici condensati con noduli di ferromanganese (Rosso
Ammonitico Inferiore) e di più estesi calcari pelagigi (Rosso Ammonitico Superiore).
Figura 5.12 – Sezione palinspatica attraverso il margine continentale delle Alpi Meridionali al termine del Giurassico. Si noti la crosta oceanica Ligure ad ovest e
l’intensa segmentazione del margine che è ricoperto da uno strato (color rosso) di radiolariti (Bacino Lombardo) e di Ammonitico Rosso (Plateau di Trento).
Verso est, sulla Piattaforma del Friuli, si depositarono calcari di barriera corallina. I sedimenti del Giurassico inferiore e medio (color verde) ricoprono il rift
Permo-Triassico (color porpora, rosa salmone e arancione). Borsellini, A., 2004. The western passive margin of Adria and its carbonate platforms. Special
Volume of the Italian Geological Society for the IGC 32, Florence 2004
27
Mac Oil SpA
Dolomia a Conchodon
La Dolomia Conchodon giace sull’unità superiore calcarea della Formazione Monte dei Fiori; il contatto è spesso di
natura erosiva a causa dell’esposizione subaerea della formazione sottostante durante il Retico superiore. La
formazione carbonatica presenta facies deposizionali che cambiano da tidale alla base sino a lagunare aperta a
tetto. La Dolomia a Conchodon, che presenta modesti spessori dell’ordine d’alcune decine-centinaia di metri, è
formata da dolomie calcaree di colore grigio-nocciola a tessitura grossolana e stratificazione indistinta. La
piattaforma carbonatica si è sviluppata durante parte dell’Hettangiano come documentato in altre situazioni di alto
strutturale nel Bacino Lombardo dove lo sprofondamento avvenne in una fase tardiva rispetto alle aree ad alta
subsidenza. La formazione fu sottoposta ad una dolomitizzazione pervasiva che distrusse le strutture della roccia e
che formò una porosità intercristallina secondaria da dissoluzione (vuggy e moldic porosity). L’alta variabilità del
sistema poroso è una caratteristica tipica della Dolomia a Conchodon ed è causata dalla dolomitizzazione ad alta
profondità dei carbonati, da intensi processi diagenetici e da varie fasi di recristallizzazione e dissoluzione.
Caratteristiche minerarie del Triassico superiore-Liassico inferiore
La Dolomia a Conchodon, che a Villafortuna-Trecate mostra una porosità media del 3.2% (valori massimi del 12%)
e una permeabilità media di 27 mD (valori massimi di 1000 mD), unitamente alla Dolomia Campo dei Fiori e alla
Dolomia Principale è la porzione più produttiva del reservoir Triassico superiore. Gli idrocarburi sono generati da
source rocks del Triassico medio (Scisti di Besano e Calcari di Meride), mentre i calcari scistosi della Formazione di
Moltrasio garantiscono il seal superiore.
Formazione di Saltrio
La Formazione di Saltrio, di color giallino, grigio e rosato, ha uno spessore contenuto nell’ordine massimo d’alcune
decine di metri e da un ridotto areale d’affioramento, in sostanza limitato al settore settentrionale della Val Ceresio.
La roccia è costituita da un’arenaria bioclastica calcarea altamente cementata (biocalcareniti) a grana omogenea
fine (inferiore al millimetro), localmente con livelli più grossolani di brecciole millimetriche. La cementazione ha
ridotto drasticamente la porosità originaria della roccia. La facies di deposizione riconduce ad un ambiente di basso
fondale marino.
Formazione Moltrasio (Gruppo Medolo)
La Formazione Moltrasio del Liassico medio (Hettangiano – Sinemuriano) rappresenta una successione carbonatica
emipelagica a granulometria variabile, tendenzialmente più fine a tetto depositatasi sin tettonicamente rispetto ai
fenomeni di “rift” che accompagnarono l’apertura della Tetide. Durante il Giurassico inferiore il Bacino Lombardo fu
interessato da un’elevata subsidenza che portò allo sprofondamento di gran parte della piattaforma carbonatica
triassica. Nelle aree a maggiore subsidenza si depositarono le spesse serie carbonatiche della Formazione di
Moltrasio e del Gruppo Medolo. La parte occidentale e la parte orientale dell’area di studio si differenziano molto dal
profilo litostratigrafico in particolar modo per quanto riguarda lo spessore della sequenza sedimentaria sin-rift tra il
Norico e il Liassico medio. Nel caso dell’Alto di Arbostora, ad ovest, la Formazione Moltrasio ha uno spessore
28
Mac Oil SpA
medio di 150 metri; la medesima formazione raggiunge invece spessori tra 3000 e 4000 metri ad est all’interno del
Bacino del Monte Generoso. All’interno dei bacini s’assistette ad un alto tasso di sedimentazione e ad una
deposizione di tipo torbiditico. Queste rocce mostrano a letto termini calcarei emipelagici selciferi di colore biancogrigiastro, ben stratificati e ricchi in fossili tra cui ammoniti del genere Fuciniceras e Protogrammoceras, alghe e
coralli. Sono pure presenti brecce derivate dalla disgregazione e dal collasso dei bordi instabili di “graben”
strutturali. A tetto s’osservano depositi pelagici, con scarsi apporti terrigeni. Localmente la formazione è molto
impermeabile; in questo caso la serie rappresenta un possibile seal per reservoirs tardo Triassici. Altre volte, in
corrispondenza di calcari puliti e di una maggiore porosità, in particolar modo negli strati medio-bassi, si riscontrano
mineralizzazioni a idrocarburi.
Broccatello e Breccia Macchia Vecchia
Broccatello e Macchia Vecchia risalgono al Giurassico
inferiore (Hettangiano sino alla parte inferiore del
Sinemuriano superiore) e affiorano ad Arzo in territorio
svizzero. In questa località si distinguono 7 eventi successivi
di fratturazione che penetrano varie decine di metri
all’interno della Dolomia Principale. Le fratture d’iniezione
sono riempite dai sedimenti soprastanti e da frammenti di
dolomia formando brecce tettono-sedimentarie chiamate
Macchia Vecchia. Dal basso verso l’alto si osservano le
seguenti unità: 1) calcare dolomitico Retico (serie di
Tremona) depositatosi in ambiente peritidale sino a
lagunare; 2) calcare massiccio vari colore e rossastro
chiamato Broccatello bioherm; 3) il Broccatello a crinoidi
color violetto, rossastro, rosato e beige con tessitura a
wackestone e grainstone; 4) fosforiti all’interno del sistema
di fessure con componenti angolari in una matrice rossastra
a crinoidi, con piccoli clasti di noduli di fosforite associati a
glauconite; 5) Calcare omogeneo di Besazio del CarixianoDomeriano inferiore caratterizzato da calcari micritici con
cefalopodi, crinoidi e brachiopodi; 6) calcari rossi marnosi
del tardo Pliensbachiano della Formazione di Morbio
localmente ricchi in crinoidi e noduli carbonatici in
transizione con la litologia del Rosso Ammonitico Lombardo.
Il Broccatello è formato da depositi carbonatici disposti a
collinetta (mound-shaped) con zone a calcari stromatactis
rossi. Nella serie bioclastica del Broccatello il calcare
stromatactis mostra un sistema di cavità diagenetiche, una
tessitura a grana fine e un gruppo di spugne silicee in-situ.
La situazione paleogeografica è correlata ad una zona
marginale di un alto strutturale subacqueo (Alto di Lugano o
Alto d’Arbostora) posizionato vicino alla zona di taglio della
Linea di Lugano. Il blocco di muro si trovava in una
posizione strutturale alta, mentre il blocco a tetto era assai
più basso nel Bacino del Monte Generoso.
Figura 5.13 – Sezione stratigrafica della successione Liassica nella
località di Arzo (Svizzera). La facies stromatactis compare nella
parte inferiore dell’unità Broccatello, ricoperta da sabbie a crinoidi.
La parte superiore della successione è ricostruita analizzando le
facies di riempimento delle fessure d’iniezione. Neuweiler, F. &
Bernoulli, D., 2005. Mesozoic (Lower Jurassic) red stromatactis
limestones from the Southern Alps (Arzo, Switzerland): calcite
mineral authigenesis and syneresis type deformation. Int J Earth Sci
(Geol Rundsch), 94
29
Mac Oil SpA
Rosso Ammonitico Lombardo
A partire dal Toarciano medio-superiore (Giurassico inferiore) all’interno del Bacino Lombardo cessarono i processi
tettonici estensionali. Una fase regressiva del livello del mare seguì il massimo trasgressivo raggiunto duramente il
Toarciano inferiore. I tassi di sedimentazione si ridussero drasticamente da alcune centinaia di metri a soli 10 metri
per milione d’anni. In zone di alto strutturale, in bacini poco profondi, si depositarono i calcari marnosi nodulari e le
marne rossastro-verdognole ad alto contenuto fossilifero (ammoniti e bivalvi) della serie condensata Ammonitico
Rosso (Concesio). Durante la deposizione vi furono eventi di non sedimentazione e di erosione del sedimento molle
superficiale riesumato, che era colonizzato da organismi di infauna e epifauna. Il substrato compatto marino subì più
volte un’esposizione completa e fu interessato dal moto oscillatorio delle onde e dalla sedimentazione di tempestiti.
Selcifero Lombardo e radiolariti
Il calcare Selcifero Lombardo (Rosso ad Aptici) risalente al Giurassico medio-superiore (Dogger-Malm) è
prevalentemente costituito da una componente carbonatica con quantità variabili in silice e argilla. La matrice
rocciosa selcifera è ricca in spicole di spugne. Il passaggio dall’Ammonitico Rosso al Calcare ad Aptici è regolare e
generalmente caratterizzato dal graduale aumento della componente carbonatica a scapito di quella silicea. Si
distinguono tre livelli: un livello inferiore caratterizzato da calcari bioclastici bianchi, in strati sottili, localmente
laminati, con abbondante selce grigio-verdastra a letto; un termine intermedio con noduli di selce rossa; e un
termine superiore torbiditico con base calcarenitica silicizzata. Spesso nella parte medio-bassa, in continuità con il
Rosso Ammonitico, la formazione presenta una discreta porosità e una buona saturazione in idrocarburi. Questa
roccia risulta quindi interessante dal profilo estrattivo in quanto spesso in grado di produrre.
30
5.3.4
Mac Oil SpA
Le formazioni Cretaciche
LE FORMAZIONI CRETACICHE
Flysch Lombardo
(Flysch Grigio,
Flysch Piano di Sirone,
Flysch Piano di Brenno,
Flysch del Varesotto)
Gruppo della Scaglia
(Scaglia Rossa,
Scaglia Bianca e
Scaglia Variegata)
Sass de la Luna
Marne di Bruntino
Formazione della Maiolica
(Formazione di Morbio o
“Biancone”)
Cretacico superiore
(Campaniano-Turoniano) – Eocene
Tetto (Lisanza 1): 2196 m
Base (Lisanza 1, fondo pozzo): 3282 m
Spessore (Lisanza 1, fondo pozzo): 1086 m
Spessore (dalla litostratigrafia): 2000 m
Cretacico inferiore-superiore
(Aptiano inferiore – Cenomaniano)
sino Eocene medio
seal
(buon potenziale)
Cretacico superiore
seal
Cretacico inferiore
(Aptiano)
Giurassico medio e superiore –
Cretacico inferiore
(Pliensbachiano – Aptiano inferiore)
seal
(buon potenziale)
source rock (buon
potenziale nel
Barremiano)
reservoir
(potenziale medio)
Tetto: 570 m (Brenno 1) – 2040 m (Lisanza 1)
Base: 605 m (Brenno 1) – 2196 m (Lisanza 1)
Spessore: 35 m (Brenno 1) – 156 m (Lisanza 1)
Spessore (dalla litostratigrafia): 40 – 80 m
Spessore (Malossa): 30 m
Spessore (Gole della Breggia): 140 m
Come ben evidenziato in Figura 3.2 i principali affioramenti tardo Giurassici sino a tardo Cretacici affiorano lungo il
lato nord-orientale e occidentale del Lago di Varese e nella parte centro-settentrionale dell’area presa in esame in
località Saltrio, Clivio e Stabio. Le rocce della Formazione Maiolica e del Gruppo Scaglia all’interno della Falda
Orobica Superiore sono coinvolte in strutture anticlinali e in faglie correlate al retroscorrimento della Gonfolite
Lombarda. All’interno di questa falda, in località Gaggiolo, la loro giacitura passa da superficiale ad una profondità
massima di 625 metri. Le medesime formazioni, evidenziate nel profilo sismico S7 del progetto di ricerca NRP-20,
giacciono nella Falda Orobica Inferiore ad una profondità di 1400-1800 metri. Più a sud in corrispondenza del pozzo
esplorativo Agip Lisanza 1 la Formazione Scaglia giace ad una profondità di 2040-2196 metri. Il tetto del Flysch
Lombardo trivellato sino a fine pozzo nel caso della trivellazione Lisanza 1 giace ad una profondità di 2196 metri. La
litostratigrafia in Figura 5.6 indica uno spessore medio di 2000 metri nell’Unità di Morcote (Alto di Arbostora).
Alla fine del Giurassico e nel corso del Cretacico inferiore, unitamente ad un drastico cambiamento delle condizioni
climatiche e delle correnti oceaniche, s’assistette ad un aumento considerevole di coccoliti (alghe carbonatiche). La
profondità di compensazione della calcite e aragonite subì un drastico abbassamento, favorendo così la
deposizione pelagica di ampie piattaforme carbonatiche costituite dai calcari micritici della Formazione Maiolica.
Durante il Cretacico medio-superiore gran parte del margine continentale continuò a ricevere sedimenti emipelagici
(Formazione Scaglia). Durante questo periodo la placca Adria iniziò a scontrarsi con la placca Europea. Enormi
depositi flyschioidi si accumularono durante il Cenomaniano-Turoniano all’interno del Bacino Lombardo tra cui il
Flysch Lombardo e il suo corrispondente laterale, il Flysch Insubrico.
31
Mac Oil SpA
Figura 5.14 – Sequenza reologica del Bacino del Po. Le principali fasi tettoniche sono indicate sulla sinistra; i livelli di scollamento e i confini reologici sono in
nero. Ravaglia, A., Seno, S., Toscani, G. & Fantoni, R., 2006. Mesozoic extension controlling the Southern Alps thrust front geometry under the Po Plain, Italy:
Insights from sandbox models. Journal of Structural Geology, 28
Formazione Maiolica
Il passaggio dalle Radiolariti alla Formazione Maiolica (detta pure Biancone) è caratterizzato da anomalie
sedimentarie, frane subacquee e brecce. La Formazione Maiolica risalente al Giurassico superiore – Cretacico
inferiore è composta da calcari puri micritici e rappresenta la classica successione pelagica di margine Apulo
dell’oceano della Tetide nelle Alpi Meridionali. La finezza del sedimento lascia presupporre ad un ambiente di
deposizione tipico di un mare profondo. A letto vi sono sedimenti bioclastici con noduli di selce grigio-violacea
ordinati in banchi di spessore variabile tra 10 e 150 centimetri. A circa 70 metri dal tetto vi sono tre orizzonti di scisti
neri bituminosi contenenti ammoniti alternate a micriti bianche. Questo orizzonte risalente all’Hauteriviano superiore
(Cretacico inferiore) si trova nella medesima posizione stratigrafica del Livello Faraoni del Bacino UmbroMarchigiano e costituisce la separazione tra il membro inferiore biancastro della Formazione Maiolica e il membro
grigiastro superiore contenente livelli millimetrici bituminosi. In letteratura si parla di "Maiolica di seamounts"
caratterizzata da litofacies dolomitizzate micritiche di colore bianco e di "Maiolica di bacino" con intercalazioni
detritiche a tratti grossolane.
Caratteristiche minerarie del Giurassico superiore-Cretacico inferiore
La parte medio-bassa della Formazione Maiolica risulta localmente mineralizzata a idrocarburi liquidi e gassosi. La
scarsa porosità e la struttura a tratti compatta della roccia nonché la saturazione in acqua conferisco a questa
sequenza sedimentaria scarse caratteristiche di reservoir, precludendone a volte lo sfruttamento produttivo. Solo
localmente sono state riscontrate buone porosità di tipo misto (primario e secondario) in particolar modo nella
porzione intermedia della formazione dove nel caso del giacimento produttivo di Malossa si raggiungono valori medi
di porosità attorno al 2.5-3% e valori massimi dell’8.5%.
32
Mac Oil SpA
Nelle Alpi Meridionali le rocce del Cretacico inferiore risultano a tratti ricche in sostanze organiche e rappresentano
spesso una buona source rock. Il contenuto organico, secondo Katz et al. (2000), varia nelle Sudalpi da un minimo
di 0.03 sino ad un massimo di 15.5 wt% (% del peso). Il potenziale di generazione d’idrocarburi è pari a 0.87-107.6
mg HC/g di roccia. Il carattere geochimico della sostanza organica è molto variabile e passa da un Tipo II sino a un
Tipo III. L’Hydrogen Index (HI) della roccia è generalmente inferiore a 600 mg HC/g TOC, localmente sono stati
riscontrati valori superiori.
Figura 5.15 – Composizione media della sostanza organica negli strati marnoso-scistosi del Berriasiano superiore della Formazione Maiolica delle Alpi
Meridionali. Bersezio, R., Erba,., Gorza, M. & Riva, A., 2002. Berriasian-Aptian black shales of the Maiolica formation (Lombardian Basin, Southern Alps,
Northern Italy). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeo-ecology, 180
L’intervallo Berriasiano – Aptiano presenta varie stratificazioni ricche in sostanze organiche associate con depositi
turbiditici. Gli scisti neri dell’Hauteriviano – Barremiano si alternano a calcilutiti formando un intervallo di depositi
risedimentati. La quantità di sostanza organica aumenta progressivamente dal Berriasiano verso il Barremiano e il
cherogene mostra un’affinità continentale con porzioni varabili di sostanza organica di derivazione marina (Figura
5.15). La conservazione del materiale organico non è necessariamente da ricondurre a situazioni anossiche, bensì
fu favorita da un aumento considerevole dell’input terrestre di sostanze nutritive, di frammenti siliciclastici, legnosi e
erbacei che contribuì alla formazione di condizioni mesotrofiche e ad un’elevata produzione primaria. L’alta fertilità
delle acque e l’aumento della produttività primaria di sostanza organica nel Cretacico inferiore (Valangiano-Aptiano),
dovuta ad un importante cambiamento delle condizioni climatiche, è testimoniata dalla diminuzione dei Nannofossili
calcarei (crisi dell’Aptiano inferiore) e dall’aumento dei Diazomatoliti mesotrofici.
Marne di Bruntino
Le Marne di Bruntino del Cretacico inferiore (Aptiano) sono formate da argilloscisti scuri con grosse lenti
conglomeratiche formate da frammenti della Formazione Maiolica e delle rocce giurassiche. Queste rocce sono
considerate essere prodotti arenacei di turbiditi distali. Alla fine del Cretacico l’area si trovava ai piedi di una
scarpata continentale contraddistinta da frequenti frane e da sedimentazioni detritico-arenacee torbiditiche che
testimoniano la presenza di terra emersa nelle vicinanze e danno origine ai calcari e alle marne del Sass della Luna.
L’aumento verso l’alto delle facies detritico-continentali testimonia il progressivo passaggio a condizioni
paleogeografiche di terra emersa a partire dal Cretacico superiore. Lo spessore di queste due unità s’aggira attorno
ai 40-80 metri.
33
Mac Oil SpA
Formazione Scaglia e Formazione Sass della Luna
Le rocce marnose tardo Cretaciche della Formazione Scaglia derivano da erosione e disgregazione meteorica di
unità preesistenti. La frazione mineralogica degli alumosilicati (clay minerals) della parte inferiore (AlbianoCenomaniano) della Scaglia Lombarda è composta da smectite (60-70%), illite (20%) e piccoli quantitativi di clorite
e caolinite. L’aumento in smectite nel periodo Albiano-Cenomaniano riflette differenti condizioni paleo geografiche:
- una ridotta erosione delle aree emerse correlata ad una riduzione dei rilievi dopo la fase di uplift dell’Aptiano. Le
turbiditi terrigene delle Marne di Bruntino sono a tratti sostituite nell’Albiano da turbiditi contenenti perlopiù
materiale pelagico ridepositato (Formazione Sass della Luna);
- l’influenza di movimenti eustatici. L’intervallo Aptiano-Cenomaniano corrisponde ad un periodo di aumento del
livello del mare che porta all’aumento della distanza tra le zone emerse d’erosione dalle zone di deposizione.
Nelle zone prossimali si depositano perlopiù illite, clorite e kaolinite, mentre la smectite si deposita in zone più
distali. L’aumento della smectite nel Cretacico medio suggerisce un aumento del livello del mare.
La Formazione Scaglia si suddivide in tre termini in base al colore del litotipo: la Scaglia variegata (nella parte
basale), la Scaglia bianca e la Scaglia rossa (al tetto). Il passaggio tra i vari termini non è mai netto bensì graduale.
La Scaglia variegata presenta sottili stratificazioni di calcari marnosi e marne calcaree di colore variabile da rosagrigio a verde. Si distinguono, dal basso verso l'alto, tre intervalli: l’intervallo violaceo inferiore, l’intervallo grigio-ocra
mediano e l’intervallo rossastro superiore. La Scaglia bianca è costituita da bianchi calcari micritici con selce nera.
Al tetto della formazione è spesso presente un livello bituminoso correlabile ad un evento anossico oceanico,
denominato livello Bonarelli, dello spessore variabile di 45-200 centimetri. L’evento anossico rappresenta un periodo
di tempo pari a 700'000 anni con un periodo a bassi livelli d’ossigeno di 250'000 anni. Il livello Bonarelli, formato da
peliti giallo-nerastre e siltiti ricche in radiolari, rappresenta un orizzonte guida a carattere regionale. La Scaglia
Rossa presenta una successione di calcari più o meno marnosi, marne calcaree rossastre, noduli di selce rossa e
sottili livelli pelitici pure rossastri. Questo litotipo si suddivide in due intervalli: il primo intervallo presenta un membro
basale calcareo selcifero e un membro superiore senza selce separati da un intervallo marnoso, il secondo
intervallo è costituito da spessi strati marnosi rossastri e calcari micritici selciferi rosati.
Flysch Lombardo
Al termine del Cretacico inferiore la sedimentazione torbiditica del Flysch Lombardo testimonia l’inizio della fase
tettonica compressiva Alpina che tra il Cretacico e il Paleocene e tra il Miocene e il Pliocene conobbe le fasi
orogeniche principali di uplift. I depositi clastici torbiditici, che si depositarono all’interno del profondo bacino Bacino
Lombardo a sud, provenivano dalla progressiva erosione della catena Alpina durante la prima fase di uplift tettonico.
Il Flysch del Varesotto, risalente al Cenomaniano superiore – Turoniano, è il membro sedimentazione alla base
della Formazione del Flysch Lombardo. Il Flysch del Varesotto contiene frammenti sedimentari litici e alcuni minerali
indicanti una provenienza Sudalpina. L’alto contenuto di smectite suggerisce pure in questo caso un luogo di
deposizione distale con lunghe vie di trasporto e un contributo erosivo minimo del basamento cristallino appena
esposto. Alla base del Flysch Lombardo vi sono le torbiditi Cenomaniane costituite da arenarie fini sottilmente
stratificate e peliti, seguite verso l’alto da peliti nere o peliti rosse ricche in materia organica (evento anossico),
Arenarie con livelletti conglomeratici di Sarnico (Coniaciano), Conglomerato con arenarie di Sirone (pure del
Coniaciano) e dal Flysch di Bergamo (Campaniano) caratterizzato da arenarie alternate a peliti.
34
5.3.5
Mac Oil SpA
Le formazioni Terziarie
LE FORMAZIONI TERZIARIE
Gonfolite Lombarda
(Peliti di Lurate Caccivio,
Conglomerati di Lucino,
Peliti del Tio dei Gioghi,
Arenarie di Val Grande,
Peliti di Belforte,
Peliti di Prestino,
Formazione di Como)
Formazione di Ternate
(Calcari a Nummuliti del
Varesotto)
Marne di Gallare
Oligocene superiore – Miocene
inferiore (Chattiano superiore –
Burdigaliano superiore)
Tetto (Lisanza 1, Morazzone 1): 85 – 220 m
Base (Lisanza 1, Morazzone 1): 909 – 1060 m
Spessore (Lisanza 1, Morazzone 1): 824 – 840 m
Spessore (valore medio): 832 m
Spessore massimo (dalla litostratigrafia): 2300 m
Spessore Fm. di Chiasso (dalla litostratigrafia): 170 m
Oligocene inferiore – superiore
(Rupeliano – Chattiano inferiore)
Eocene superiore
(Priaboniano)
Eocene medio – superiore
(Bartoniano – Priaboniano)
reservoir
(potenziale basso)
source rock
(potenziale medio)
Tetto (Lisanza 1, due livelli): 1076 – 1559 m
Base (Lisanza 1, due livelli): 1251 – 1835 m
Spessore (Lisanza 1, due livelli): 175 – 276 m
Spessore (Lisanza 1, valore medio): 225 m
Spessore (Lisanza 1, corretto tettonicamente): 260 m
Tetto (intervallo nei 3 pozzi): 90 – 1835 m
Base (intervallo nei 3 pozzi): 570 – 2040 m
Spessore (intervallo nei 3 pozzi): 167 – 480 m
Spessore (valore medio): 274 m
Le principali rocce terziarie affioranti nell’area di studio sono rappresentate dai sedimenti del Gruppo della Gonfolite
Lombarda (Molassa delle Alpi Meridionali) e dalla Formazione di Chiasso. La Gonfolite affiora lungo l’intero lato
meridionale dell’area a sud del retroscorrimento della Gonfolite e mostra un ripido contatto tettonico con le litologie
affioranti più a nord. I Calcari a Nummuliti del Varesotto ritrovati nel pozzo Lisanza 1 giacciono su due livelli
strutturali distinti di spessore compreso tra 175 e 276 metri. Questa litologia è confinata alla parte occidentale
dell’area di studio. Le Marne di Gallare presentano uno spessore medio di 274 metri, mentre le rocce Terziarie più
potenti sono costituite dai sedimenti del Gruppo della Gonfolite Lombarda, che presentano spessori medi di 832 m.
Il Terziario inferiore nella Lombardia occidentale è rappresentato in gran parte da una serie di unità stratigrafiche
d’età compresa tra l’Eocene medio e il Miocene inferiore. La riduzione dell’attività tettonica nel Paleocene è
suggerita da una risedimentazione contenuta di carciruditi all’interno di marne emipelagiche. La parte superiore
della serie sedimentaria, caratterizzata dalle rocce del Gruppo della Gonfolite, presenta molti affioramenti
superficiali, mentre gli affioramenti della parte inferiore sono assai meno frequenti. Il passaggio della Formazione
Scaglia alle Marne di Gallare è caratterizzato da una graduale e rapida diminuzione della componente carbonatica
in un intervallo roccioso di 15-30 metri di spessore. Litologicamente la parte superiore della Formazione Scaglia è
formata da calcari marnosi rossastri, passanti verso le marne rosso-grigiastre della zona di transizione e infine verso
le marne siltose grigio-brunastre dette Marne di Gallare. Questa repentina diminuzione, datata in tutta la Pianura
35
Mac Oil SpA
Padana attorno al Bartoniano inferiore (Eocene medio), è causata da un aumento dell’apporto terrigeno (siltiti e
argille) proveniente dalle aree Alpine. Questo cambiamento è da ricondurre ad un aumento delle precipitazioni, a
processi d’uplift nelle Alpi Meridionali e ad un periodo geologico caratterizzato da temperature più rigide.
Durante l’Eocene superiore-Oligocene inferiore vi fu una ripresa dell’attività vulcanica in relazione ad una fase di
tettonica distensiva documentata da strutture con trend NO attive tra la deposizione della parte alta della
Formazione Scaglia (Eocene medio) e la messa in posto del Gruppo della Gonfolite. Vasti edifici vulcanici sono stati
documentati nel sottosuolo della Pianura Padana e clasti andesitici sono stati ritrovati nella Formazione di Ternate
dell’Eocene superiore. Nel medesimo arco di tempo il batolite granitico dell’Adamello intruse le Alpi Meridionali e il
batolite Masino-Bregaglia intruse le Alpi Centrali. L’Eocene superiore fu contraddistinto da due eventi di
sedimentazione clastica a grana grossa. Il primo evento coincide con la deposizione nell’Eocene superiore della
Formazione di Ternate (trivellata dal pozzo Lisanza 1). L’assenza di tettonica compressiva nella parte occidentale
delle Alpi Meridionali porta a credere che l’apporto terrigeno sia dovuto a tettonica distensiva sia nella zona di
catena sia nella Pianura Padana, oppure da un abbassamento del livello del mare nell’Eocene superiore.
L’Oligocene inferiore fu contraddistinto da condizioni di sedimentazione emipelagiche ai bordi dell’avanfossa delle
Alpi Meridionali e dalla deposizione delle Marne di Gallare. La presenza di orizzonti conglomeratici caratterizzati da
componenti grossolane siliciclastiche nella regione del Lago di Como indica un ambiente deposizionale di piana
abissale prossimale oppure di canyon marino. La parte rimanente dell’Oligocene inferiore è rappresentata dalla
Formazione di Chiasso depositatasi in condizioni di scarpata continentale. La sedimentazione clastica
nell’avanfossa Sudalpina dell’Oligocene inferiore fu probabilmente controllata da episodiche variazioni delle
condizioni climatico/eustatiche contraddistinte da persistente deposizione d’acqua profonda e dalla periodica messa
in posto di turbiditi clastiche.
Il periodo tra Oligocene superiore e Miocene medio fu caratterizzato da una nuova fase tettonica associata
all’accavallamento di thrusts e dal rapido sollevamento dell’intera sutura Alpina. La massiccia erosione del
complesso orogenico Alpino portò alla deposizione dei sedimenti clastici d’acqua profonda appartenenti al Gruppo
della Gonfolite Lombarda. Nel Miocene medio-superiore la Gonfolite fu in seguito deformata e inglobata nel fronte
orogenico sepolto delle Alpi Meridionali, dove venne poi ricoperta dalle evaporiti Messiniane (Miocene superiore) e
da depositi clastici continentali.
Marne di Gallare
La Formazione delle Marne di Gallare, risalente all’Eocene medio-superiore, riunisce i seguenti termini argillosi
elencati dai più profondi a quelli superficiali: Formazione Scaglia Cinerea, Formazione Bisciaro e Schlier. La
Formazione Scaglia Cinerea è caratterizzata da marne, marne argillose e marne calcaree fittamente stratificate. Il
contatto con la sottostante Formazione Scaglia è di tipo stratigrafico; sono possibili pure contatti erosivi. Questa
litologia è costantemente presente su tutto il bacino di sedimentazione ed è coinvolta nei sovrascorrimenti. Lo
spessore è assai variabile e dipende dalla subsidenza e dall’apporto sedimentario.
36
Mac Oil SpA
Figura 5.16 – Eventi deposizionali, tettonici e vulcanici registrati all’interno dell’Avanfossa delle Alpi Meridionali. Si distinguono i profili litostratigrafici del margine
Lombardo Subalpino e dell’Avanfossa della Pianura Padana. L’area di studio localizzata tra le città di Varese (ad ovest) e Como (ad est) è interessata dal primo
profilo. Di Giulio, A., Carrapa, B., Fantoni, R. , Gorla, L. & Valdisturlo, A., 2001. Middle Eocene to Early Miocene sedimentary evolution of the western
Lombardian segment of the South Alpine foredeep (Italy). Int. J. Earth Sciences (Geol. Rundsch.), 90
37
Mac Oil SpA
La Formazione Bisciaro presenta uno spessore compreso tra 15 e 150 metri. Questa Formazione fa parte del
gruppo litologico delle Marne di Gallare e giace in una posizione stratigrafica superiore rispetto ai sedimenti della
Scaglia Cinerea; il passaggio tra questi due litotipi è graduale. L’unità si suddivide in tre membri sedimentari. Il
membro inferiore è caratterizzato da un’alternanza di calcari siliceo-marnosi selciferi con torbiditi gradate a
laminazione parallela, da marne laminate grigiastre e da livelli vulcanoclastici che a volte superano il metro di
spessore. Il membro intermedio mostra spessori variabili che non superano i 50 metri ed è caratterizzato da una
successione di marne laminate grigio-verdastre intercalate a rari livelli calcarei. Il membro superiore marnoso si
differenzia da quello intermedio per l’assenza di livelli selciferi e la presenza di sottili stratificazioni con pomice.
Nell’intera formazione si osservano pure facies vulcanoclastiche contraddistinte prevalentemente da depositi
tufitico-cineritici e livelli bentonitici. Questa formazione localmente è interessante quale reservoir di idrocarburi. La
Formazione dello Schlier rappresenta il termine superiore del gruppo delle Marne di Gallare. Lo Schlier è formato da
marne scistose siltoso-argillose con lenti siltose ocracee e raramente marne calcaree e calcari marnosi. Si
distinguono un litotipo inferiore calcareo-marnoso biancastro e un litotipo superiore marnoso di colore grigio. Lo
Schlier risulta localmente interessante quale possibile reservoir di idrocarburi.
Formazione di Ternate (Calcari a Nummuliti del Varesotto)
La Formazione di Ternate appartenente, all’Eocene superiore (Briaboniano), costituisce il primo dei sue livelli
clastici grossolani del periodo precedente la sedimentazione del Gruppo della Gonfolite Lombarda. Gli unici
affioramenti di questa unità sono quelli delle cave di Travedona e Ternate. La base e il tetto della formazione non
sono affioranti ma sono stati trivellati dal pozzo Lisanza 1, dove risultano tettonizzati e dove mostrano uno spessore
corretto di 260 metri. I rari affioramenti rendono impossibile una stima dell’estensione originaria di questa unità, che
però è presente ad ovest sino alla Collina della Prella nel Mendrisiotto in territorio Svizzero.
Figura 5.17 – Mappa geologica schizzata dell’area Travedona-Ternate, inclusa la località del pozzo Lisanza 1 e rappresentazione schematica degli affioramenti
e della stratigrafia del sottosuolo della Formazione di Ternate. Di Giulio, A., Carrapa, B., Fantoni, R. , Gorla, L. & Valdisturlo, A., 2001. Middle Eocene to Early
Miocene sedimentary evolution of the western Lombardian segment of the South Alpine foredeep (Italy). Int. J. Earth Sciences (Geol. Rundsch.), 90
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Mac Oil SpA
La Formazione di Chiasso, dell’Oligocene inferiore – superiore (Rupeliano – Chattiano inferiore), nella porzione
orientale dell’area nei pressi del Monte Olimpino presenta un contatto tettonico con le rocce Mesozoiche sottostanti.
I calcari e le marne Mesozoici risultano molto tettonizzati con fratture riempite da calcite fibrosa, mentre la
Formazione di Chiasso è deformata unicamente per pochi metri e le fratture risultano prive da calcite. Verso l’alto il
contatto con il Gruppo della Gonfolite Lombarda è pure di tipo tettonico. Lo hiatus sedimentario legato a questa
discontinuità tettonica a carattere regionale varia da un minimo di 2 milioni d’anni nella regione di Varese ad un
valore di 5 milioni d’anni nei pressi di Como. Per questo motivo la Formazione di Chiasso va considerata come una
sequenza de posizionale distinta rispetto alla Gonfolite. Dal profilo litologico la formazione è caratterizzata da siltiti e
peliti grigie a giacitura sottile intercalate ad arenarie turbiditiche finemente laminate.
Gonfolite Lombarda
Le formazioni clastiche Oligo-Mioceniche dei contrafforti Lombardi si suddividono nella Formazione di Chiasso alla
base, e nel Gruppo della Gonfolite Lombarda, che risultano separati da una discontinuità regionale di origine
marina. Le formazioni clastiche costituiscono il riempimento dell’avanfossa sedimentaria formatasi lungo il lato
meridionale della catena Alpina. Questa serie affiora lungo una zona con trend E-O lunga approssimativamente 200
km e larga 4 km con immersione verso sud sotto i sedimenti Quaternari della Pianura Padana tra il Lago Maggiore
(ad ovest) e il Lago di Como (a est). La parte Oligo-Miocenica è composta da depositi grossolani d’ambiente marino
profondo alternati a marne emipelagiche. Dati ottenuti dallo studio dei foraminiferi dimostrano un ambiente de
posizionale profondo da 500-700 metri sino a 1000-1300 metri.
Figura 5.18 – Schema litostratigrafico del Gruppo della Gonfolite Lombarda tra Varese/Castiglione Olona e Como/Lucino (modificato da Gelati et al., 1988) e
località stratigrafico/geografica di alcune sezioni geologiche. Scala del tempo da Harland et al. (1990). Carrapa, B. & Di Giulio, A., 2001. The sedimentary
record of the exhumation of a granitic intrusion into a collision setting the lower Gonfolite Group, Southern Alps, Italy. Sedimentary Geology, 139
39
Mac Oil SpA
La parte inferiore del Gruppo della Gonfolite Lombarda, la Formazione di Como, è caratterizzata da conglomerati da
medi a grossolani a supporto clastico che passano verso l’alto a conglomerati a supporto di matrice e arenarie
massicce poco laminate (Arenarie della Val Grande). La formazione rappresenta un complesso turbiditico di mare
profondo e grana grossa che riempì a scala regionale una superficie più o meno erosa incisa nella sottostante
Formazione di Chiasso. Per questo motivo lo spessore di questa unità è assai variabile con valori compresi tra 800
e 1500 metri. I principali affioramenti di questa formazione basale sono localizzati nei dintorni di Chiasso e nel
Varesotto occidentale. Sopra la Formazione di Como giacciono le peliti, le marne e le alternanze arenaceo-pelitiche
di Prestino, che affiorano tra l’altro nei dintorni di San Fermo della Battaglia. Verso l’alto vi sono poi le peliti alternare
a strati arenacei di Belforte, seguite dalle arenarie grossolane della Val Grande, dalle peliti siltoso-arenacee
alternate a peliti del Rio dei Gioghi, dai conglomerati medio-grossolani di Lucino e infine dalle peliti siltoso-arenacee
di Lurate Caccivio.
Il backthrust della Gonfolite Lombarda è localizzato ad ovest della città di Como alla base di un ripido fronte di
catena lungo 20 km rivolto verso nord. Questa struttura è l’espressione superficiale di un retroscorrimento regionale
vergente verso nord, datato Tortoniano. Il fronte montagnoso sul blocco di tetto del backthrust della Gonfolite
mostra evidenze di uplift post Miocenico sino a Pleistocenico.
40
Mac Oil SpA
6. PROFILI GEOLOGICI E SISMICI
L’area oggetto dello studio è stata interessata nel passato da varie linee sismiche rilevate nel caso di progetti di
ricerca sia nazionali che europei. Qui di seguito sono elencati i principali progetti e le linee sismiche:
-
il National Research Project 20 (NRP-20) della Confederazione Svizzera ed in particolare le linee sismiche S6,
S7 e la parte sud della linea S3 sull’Alto di Lugano/Arbostora e lungo il retroscorrimento della Gonfolite
Lombarda
il progetto italiano Crosta Profonda (CROP), in particolare la linea sismica CROP 88-1 nel Bacino del Generoso
la parte meridionale del progetto di ricerca europeo European Geo Traverse (EGT), in particolare i profili E e H
il progetto italiano Southern Alps (Italian explosion seismology Group, ESC), linea a rifrazione SUDALP-77
numerose linee sismiche rilevate da AGIP/ENI (in minima parte pubblicate)
Il seguente capitolo non vuole dare una descrizione completa di tutti i rilevamenti sismici e dei profili geologici
rilevati e interpretati, bensì viene presentata unicamente una selezione di profili in grado di dare una visione
d’insieme delle principali strutture presenti nel sottosuolo dell’area di studio.
Figura 6.1 – Mappa con la traccia a riflessione sismica (linee processate) attraverso le Alpi Meridionali tra il Lago Maggiore e il Lago di Como. Traversa sud:
linee S3-7 e CROP 88-1; Traversa centrale: linea C3. Schumacher, M.E. 1996. Geological interpretation of the seismic profiles through the Southern Alps (lines
S1-S7 and C3-south). In: Pfiffner, O.A., Lehner, P., Heitzmann, P., Mueller, St. & Steck, A., Editors, 1996. Deep structure of the Alps – Results of NRP20,
Birkhauser Verlag, Basel
41
Mac Oil SpA
6.1. NRP-20 – linea sismica S7 – sezione di Lugano
Vedi Tavola 1
La linea S7 rilevata dal progetto nazionale Svizzero di ricerca numero 20 (NRP-20) è lunga solamente 3.5 km e
copre l’area tra la rampa a sud dell’Alto di Arbostora e il backthrust della Gonfolite Lombarda (Molassa Sudalpina) a
sud. In Figura 6.2 sono presentati i dati sismici non migrati della parte alta del profilo, mentre in Figura 6.3 si noti
l’interpretazione geologica dei dati migrati. Le bande di riflessione Y e Z indicano un’anticlinale superficiale tra
l’anticlinale di Clivio e l’anticlinale di Stabio. Queste strutture secondarie fanno parte della zona frontale dei prismi
correlati al retroscorrimento della Gonfolite Lombarda. Il riflettore più profondo D mostra una migrazione in direzione
N-S. Le bande di riflessione D e W sono attribuite a sedimenti Mesozoici, comunque visto che il ricoprimento
Mesozoico raggiunge la superficie in località Poncione d’Arzo, i riflettori D non sono una semplice estensione dei
sedimenti d’Arbostora verso sud. I riflettori D formano invece il limbo frontale di una rampa più profonda sotto quella
di Arbostora.
Figura 6.2 – Disegno non migrato dei contatti litologici della linea sismica S7 (i
principali riflettori sono evidenziati in grigio) e dati geologici superficiali (da Senn,
1924) nella continuazione verso nord. La traccia del profilo è indicata in Figura
6.1. Fonti: vedi Figura 6.1
Figura 6.3 – Interpretazione geologica della linea sismica S7 con i
principali piani di riflessione (in grigio) in posizione migrata. La traccia
del profilo è indicata in Figura 6.1. Fonti: vedi Figura 6.1
6.2. NRP-20 – linea sismica S6
Vedi Tavola 2
La linea sismica vibroseis S6 del progetto NRP-20 con trend E-O segue il fronte del retroscorrimento della Molassa
Sudalpina. Lungo una linea ricurva verso sud (vedi Figura 3.2). Il profilo si connette a ovest col profilo S7 della
sezione di Lugano ed a est con quello S5 della sezione Monte Generoso. Il pattern sismico sino ad una profondità
di 6 km (2 s TWT) è assai caotico a causa della presenza del fronte altamente tettonizzato del sistema delle Falde
Orobiche. Inoltre la zona caratterizzata dalla Linea di Lugano taglia il profilo nella parte orientale separando il
Bacino del Monte Generoso dall’Alto di Arbostora. In località Gaggiolo (Stabio) il pozzo Brenno 1 è stato trivellato
42
Mac Oil SpA
nelle rocce del Liassico medio (Domeriano) dell’Anticlinale di Stabio. La banda di riflessione D è interpretata quale
riflessione sismica laterale causata dagli strati di Arbostora con immersione verso SSE e del Generoso con
immersione SO. Il riflettore D è attribuito ai sedimenti carbonatici del Triassico medio. Il riflettore V apparentemente
con immersione verso ovest è correlato con la base altamente ripiegata della Formazione Scaglia e del Flysch
Lombardo. I riflettori sembrano essere troncati alla base da un thrust superficiale e coprono il tetto dalla Linea
Mesozoica di Lugano.
Tra 2 s e 3 s TWT il profilo è più trasparente a causa di sequenze monotone calcaree. Riflettori più marcati
appaiono tra 3 e 4.5 s TWT. La banda A è considerata essere la base della parte alta del Cretacico inferiore (Marne
di Bruntino, Sass della Luna e Scaglia). La zona altamente rifletteva tra il tetto della Maiolica e la base del Flysch
Lombardo è ben conosciuta dalle linee sismiche AGIP. La forma arcuata di questi riflettori è probabilmente dovuta a
imbricazione invece che alla curvatura della linea sismica. L’orizzonte B è interpretato come la sequenza
sedimentaria del Retico, mentre il tetto del basamento autoctono C giace compare tra 4 e 5 s TWT ad una
profondità di 12-15 km.
Figura 6.4 – A sinistra: disegno non migrato dei contatti litologici del profilo sismico vibroseis S6 (i principali riflettori sono evidenziati in grigio) e correlazione
geologica. A destra: interpretazione tettonica del profilo sismico vibroseis S6. x1, x2, x3 e x4 segnano i confini tra i thrust delle falde tettoniche delle Alpi
Meridionali. La traccia del profilo è indicata in Figura 6.1.Fonti: vedi Figura 6.1
43
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6.3. NRP-20 – linea sismica S5 – sezione del Generoso
Vedi Tavola 3 e Tavola 4
Il profilo sismico S5 del progetto NRP-20 è stato rilevato col metodo vibroseis e corre lungo la Valle di Muggio. La
Figura 6.5 mostra un disegno dei contatti litologici superficiali e la posizione dei principali riflettori sismici. In Figura
6.6 mostra una ricostruzione geologica migrata della linea S5 La prima buona banda di riflessione compare ad una
profondità di 1.5 s TWT ed è correlata con l’alternanza carbonatico-scistosa del Retico. La posizione di questo
riflettore è coerente con lo spessore osservato in affioramento dei calcari siltosi Liassici (Formazione di Moltrasio),
stimato attorno a 4 km. La Formazione Liassica di Moltrasio è altamente tettonizzata e poco riflettente. Il dominio
trasparente immediatamente sotto i riflettori del Retico rappresenta la Dolomia Principale del Norico. Alcune
imbricazioni dei riflettori Retici sono ben riconoscibili e dimostrano la presenza di una zona di scollamento alla base
del Retico (scisti di Riva di Solto).
Figura 6.5 – Disegno non migrato dei contatti litologici del profilo sismico
vibroseis S5 (i principali riflettori sono evidenziati in grigio). La scala della
profondità in km si basa su una velocità media delle onde P di 6 km/s. La
traccia del profilo è indicata in Figura 6.1. Fonti: vedi Figura 6.1
Figura 6.6 – Interpretazione geologica della parte superiore della linea S5
con la posizione dei principali riflettori dopo la migrazione (vedi testo). X2,
x3 e x4 segnano i contatti tra le falde Alpine basali. La traccia del profilo è
indicata in Figura 6.1. Fonti: vedi Figura 6.1
44
Mac Oil SpA
Nella parte meridionale di Figura 6.5 e 6.6, tra 0 s e 1 s TWT, il riflettore A con immersione ripida verso sud
corrisponde al Gruppo marnoso Scaglia dell’ Cretacico superiore tra i calcari della Formazione Maiolica e i depositi
clastici del Flysch Lombardo. Tra di due domini A e B si sospetta la riattivazione Alpina di una parte della Linea di
Lugano. Il riflettore Q mostra una geometria sinforme e un’intensa deformazione del Flysch Lombardo sotto il
retroscorrimento della Gonfolite Lombarda. Verso 2 s TWT a circa 5 km di profondità un riflettore orizzontale
contrasta con i riflettori inclinati sottostanti. Questo passaggio testimonia la presenza della discontinuità x2 che
separa i due domini. Il tetto del basamento C è localizzato a 14 km di profondità sotto il livello del mare. Sopra i
basamento si trovano le unità di ricoprimenti autoctone e parautoctone Mesozoiche. Il riflettore A tra 3 s e 3.5 s
TWT corrisponde al tetto del Cretacico inferiore (Formazione di Maiolica) e alla base del Cretacico medio (Marne di
Bruntino e Formazione Sass della Luna) come documentato dalle linee sismiche AGIP.
6.4. Profilo geologico della sezione di Lugano/Arbostora
Interpretazione geologica lungo una sezione N-S che interessa le linee sismiche S3 e S7. Si distinguono 3 livelli
tettonici: 1) il sistema delle Falde Orobiche (Falda superiore e Falda inferiore); 2) il sistema delle Falde Lombarde;
3) il duplex basale (Parautoctono). La posizione del riflettore profondo H, comparato con quello della linea S5,
suggerisce che H si trovi al tetto di un sistema duplex basale e non sia d’origine alloctona. Il sistema non fu
comunque sottoposto a grandi spostamenti e per questo motivo viene chiamato Parautoctono. La banda di
riflessione F può essere correlata alla base della Falda Orobica Superiore che forma che giace sulla rampa della
Falda Orobica Inferiore. Verso nord la base delle sistema orobico raggiunge 7 km di profondità, mentre i sedimenti
delle Falde Lombarde sottostanti non si estendono oltre la sezione di Lugano. Questo fatto indicherebbe la
presenza nel Mesozoico di un bacino sedimentario nel sistema delle Falde Lombarde simile al Bacino del Monte
Generoso delle soprastanti Falde Orobiche.
Figura 6.7 – Profilo geologico lungo la sezione di Lugano/Arbostora (linee sismiche S3 e S7) basato sull’interpretazione dei dati sismici migrati (i riflettori
principali sono evidenziati in grigio). X0, x1, x2, x3 e x4 sono supposti essere piani di thrust tra le varie falde Sudalpine. Fonti: vedi Figura 6.1
45
Mac Oil SpA
6.5. NRP-20 – sezione longitudinale N-S lungo la traversa est
Figura 6.8 – Carta strutturale del margine Apulo
delle Sudalpi e traccia del profilo N-S lungo la
traversa est. Schmid, S.M., Pfiffner, O.A.,
Schönborn, G., Froitzheim, N. & Kissling, E., 1996.
Integrated cross section and tectonic evolution of
the Alps along the Eastern Traverse. In: Pfiffner,
O.A., Lehner, P., Heitzmann, P., Mueller, St. &
Steck, A., Editors, 1996. Deep structure of the Alps
– Results of NRP20, Birkhauser Verlag, Basel
La Traversa Alpina Est segue il profilo della Geo Traversa Europea EGT (Figura 6.8) e si basa in parte sui dati
acquisiti nel corso del progetto EGT e di profili precedenti. I dati sono stati combinati con quelli del progetto NRP-20
(linea E1, S1, S3 e S5). La Traversa Est, al contrario della Traversa Centrale e Ovest, mostra un profilo completo
attraverso l’intera catena Alpina. Figura 6.9 integra i dati geofisici e geologici in un singolo profilo. La parte delle Alpi
Meridionali è stata ripresa da Schönborn salvo per le regioni più settentrionali e incorpora i dati di pozzo pubblicati
da Pieri & Groppi (1981). Il profilo è stato bilanciato e le parti più profonde mantenute assai semplici.
L’accorciamento totale delle coltri sedimentarie delle Alpi Meridionali è stimato in 80 km. Il volume del materiale
della crosta a sud della Linea Insubrica non può essere spiegato con l’assottigliamento della crosta durante il rifting
Giurassico. Nel basamento sono disegnate schematiche zone di shear in modo da permettere un cambiamento
dello stile strutturale. Le zone hanno origine da un piano principale di scollamento tra crosta inferiore e superiore.
Figura 6.9 – Interpretazione del profilo sismico NRP-20 (Geotraversa Est). Legenda: PL = Pliocene, MM = Miocene medio, LM = Miocene inferiore, PG =
Paleogene, Mesoz. = Mesozoico, C = Flysch del Cretacico superiore. La traccia del profilo è indicata in Figura 6.8. Schmid, S.M., Pfiffner, O.A., Schönborn, G.,
Froitzheim, N. & Kissling, E., 1996. Integrated cross section and tectonic evolution of the Alps along the Eastern Traverse. In: Pfiffner, O.A., Lehner, P.,
Heitzmann, P., Mueller, St. & Steck, A., Editors, 1996. Deep structure of the Alps – Results of NRP20, Birkhauser Verlag, Basel
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6.6. CROP / NRP-20 – linee sismiche CROP 88-1 e S5
Il profilo a dinamite CROP 88-1 del progetto sismico italiano Crosta Profonda consiste in tre singole cariche senza
l’uso del metodo vibroseis. Il profilo è stato combinato con i dati delle linee sismiche S4 e S5 del progetto svizzero
NRP-20; il risultato è un profilo sismico composto da tre segmenti (Figura 6.10 e Figura 6.11): il segmento nord con
la carica posta a San Vittore registrata dal profilo S4, la linea a dinamite CROP 88-1 e la linea vibroseis S5 verso
sud. La combinazione di questi tre profili permette di meglio decifrare gli scarsi riflettori del profilo CROP.
Il riflettore B’ coincide con il prolungamento verso nord del riflettore Retico B del profilo S5. Dopo la migrazione dei
dati il riflettore X sembra coincidere con il thrust del Generoso visibile in superficie. Il riflettore R è attribuito a rocce
del periodo Triassico (Retico?) appartenenti alla parte superiore dell’Unità Generoso. Le bande a riflessione S e T,
con immersione verso sud, hanno origine dai carbonati e dagli scisti del Triassico a sud della Linea Monte Grona e
al fronte del basamento Orobico.
Il riflettore U è interpretato essere la base della copertura sedimentaria di una profonda rampa all’interno del
basamento appartenente ad una Falda Lombarda intermedia tra le Falde Orobiche a tetto e le unità Mesozoiche
imbricate. Questo riflettore continua nel profilo CROP 88-1, dando origine alle bande di riflessione K, e nel profilo S4
(San Vittore), originando le bande di riflessione K’.
Figura 6.10 – Sezione combinata attraverso l’area del Monte Generoso. Disegno dei contatti litologici non migrati della parte superiore dei profili sismici a
esplosivo S4 (carica a San Vittore) e CROP 88-1 (cariche a San Pietro, Montoni e Bollette) e del profilo sismico vibroseis S5. In grigio sono evidenziati i
principali riflettori. La geologia superficiale è tratta da Lehner (1952) e Bernoulli (1964). Fonti: vedi Figura 6.1
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Figura 6.11 – Interpretazione geologica della sezione del Monte Generoso con i principali riflettori in posizione migrata evidenziati in grigio (modificato da
Schumacher, 1994). X1, x2, x3, 3 x4 segnano il contatto tra le falde Sudalpine. La traccia del profilo è indicata in Figura 6.1. Fonti: vedi Figura 6.1
6.7. EGT – European Geo Traverse – profili E e H
La scarpata meridionale delle Alpi Lombarde accompagna la catena a falde sovrapposte vergente verso sud
sviluppatasi dal Miocene sino ad oggigiorno che sprofonda sotto i depositi di bacino Plio-Peistocenici della Pianura
del Po. La catena presenta probabilmente uno scollamento lungo un thrust intra-crostale, chiamato Thrust
Sudalpino Principale (MSAT, Main South Alpine Thrust). Il trasporto tettonico lungo il sovrascorrimento ha portato
alla formazione del plutone dell’Adamello nel periodo tardo Eocenico, allo sviluppo di pieghe pre-Adamello e a
strutture Insubriche strike-slip nell’Oligocene-Miocene. Il movimento è quantificabile in 12-15 km nella crosta AustroAlpina (Adria) e 8-10 km nei sedimenti Triassico-Eocenici.
Figura 6.12 – Traccia dei profili sismici rilevati nel corso del progetto European Geo Traverse (EGT). Roeder, D., 1992. Thrusting and wedge growth, Southern
Alps of Lombardia (Italy). Tectonophysics, 207
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Figura 6.13 – Profilo E del progetto European Geo Traverse (EGT). Per la traccia del profilo si veda Figura 6.12. Legenda: linee tratteggiate = faglie; linee
oblique = pre Triassico; aree nere = Dolomia Principale del Triassico superiore; aree grigie = Oligocene sino ai depositi d’avanfossa del Pliocene
inferiore; T1, T2, T3 = Triassico inferiore e medio; T4 = Triassico medio Raibl; T6A = Calcare del Norico; T7 = Calcare scistoso del Retico; JL, JD, JM =
Giurassico; CI = Cretacico inferiore, inclusi Maiolica o Biancone; CS = Cretacico superiore, inclusa Scaglia; TE = Eocene, inclusa Scaglia; TO-TM = Da
Oligocene a Miocene; TP = Pliocene. Roeder, D., 1992. Thrusting and wedge growth, Southern Alps of Lombardia (Italy). Tectonophysics, 207
Figura 6.14 – Profilo G del progetto European Geo Traverse (EGT). Il profilo interessa la parte orientale dell’area di studio all’interno dell’Unità Generoso
(vedi Figura 6.16). Per la traccia del profilo si veda Figura 6.12.Legenda: vedi Figura 6.13. Roeder, D., 1992. Thrusting and wedge growth, Southern Alps
of Lombardia (Italy). Tectonophysics, 207
Figura 6.15 – Profilo H del progetto European Geo Traverse (EGT). Per la traccia del profilo si veda Figura 6.12. Legenda: vedi Figura 6.13. Roeder, D.,
1992. Thrusting and wedge growth, Southern Alps of Lombardia (Italy). Tectonophysics, 207
Le immagini in Figura 6.13, 6.14 e 6.15 mostrano i profili E, G e H del progetto di ricerca European Geo Traverse
(EGT), mentre sulla mappa di Figura 6.12 sono visibili le loro tracce. Nella parte sopra crostale del Thrust Sudalpino
Principale (MSAT) sono visibili pieghe sviluppatesi in stretta relazione con sistemi di faglie. I margini del MSAT
mostrano imbricazioni nella porzione Giurassico-Eocenica e sono coinvolti in una zona triangolare con strutture
macroscopiche anticlinali. Variazioni delle condizioni stratigrafiche portano a differenti forme delle rampe e dei piani
intermedi. In Lombardia normalmente è presente una rampa all’interno dei competenti carbonati del Triassico
inferiore e medio, salvo che nell’area di Lugano (Figura 6.14), dove gli strati sedimentari della parte alta del
Triassico medio ricoprono direttamente il basamento attraverso una faglia normale subparallela d’età pre Adamello.
La Dolomia Principale regionalmente mostra un trend di assottigliamento verso ovest e presenta un sistema di
rampe più ridotto in Lombardia che nel Friuli. In alcuni profili la Dolomia Principale interseca con un basso angolo la
MSAT. I depositi del Bacino Giurassico del Monte Generoso presentano inoltre alcune faglie principali a carattere
regionale.
Figura 6.16 – Dettaglio del profilo G del progetto EGT della zona di studio. Legenda: linee tratteggiate = faglie; linee oblique = pre Triassico; aree nere =
Dolomia Principale del Triassico superiore; aree grigie = Oligocene sino ai depositi d’avanfossa del Pliocene inferiore; T1, T2, T3 = Triassico inferiore e medio;
T4 = Triassico medio Raibl; T6A = Calcare del Norico; T7 = Calcare scistoso del Retico; JL, JD, JM = Giurassico; CI = Cretacico inferiore, inclusi Maiolica o
Biancone; CS = Cretacico superiore, inclusa Scaglia; TE = Eocene, inclusa Scaglia; TO-TM = Da Oligocene a Miocene; TP = Pliocene. Roeder, D., 1992.
Thrusting and wedge growth, Southern Alps of Lombardia (Italy). Tectonophysics, 207
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6.8. ESC – Italian explosion seismology Group – profilo sismico SUDALP 77
Il profilo SUDALP 77 (Figura 6.17) è stato rilevato nel corso della campagna di studio del gruppo italiano di
sismologia a esplosivo (ESC). Il profilo longitudinale a rifrazione sismica interseca la linea S5 del progetto NRP-20
vicino alla frontiera italo-svizzera. Nel corso del progetto svizzero sono stati confrontati i dati di riflessione della
carica di Seseglio con la distribuzione della velocità suggerita dal profilo SUDALP 77. La qualità dei dati sotto 5 s
TWT, dove è attesa la presenza del basamento, è assai bassa e non è stato possibile correlare con precisione la
distribuzione di velocità della linea a rifrazione con il profilo a riflessione. In particolare i dati della linea S5
precludono il riconoscimento della Moho Adriatica a 35 km di profondità e una netta distinzione tra crosta superiore
e inferiore come notato nel profilo a rifrazione.
Il profilo SUDALP 70 mostra che nel dominio Lombardo la Moho sprofonda verso est da 33 km sino a 45 km di
profondità. In corrispondenza della Catena Euganei si nota un ampio innalzamento del mantello superiore sino a
raggiungere a tetto 28 km di profondità. L’uplift è confermato da un’intensa anomalia di Bouguer. Lo spessore della
crosta inferiore è di 20-30 km nel settore ovest, mentre nel settore est, sotto i Monti Euganei, si riduce a 10 km.
Figura 6.17 – Profilo sismico SUDALP 77 (Project Southern Alps, Italian explosion seismology group). Legenda: 1) Velocità delle onde P in km/s; 2) Formazioni
superficiali (V<6.0 km/s); 3) Crosta superiore o indifferenziata (V = 6.0-6.5 km/s; 4) Crosta inferiore (6.5-7.5 km/s); 5) Mantello superiore (V>7.5 km/s); 6)
Inversioni di velocità; 7) Linea di costa. Cassinis, R., Scarascia, S. & Lozej, A., 2003. The deep crustal structure of Italy and surrounding areas from seismic
refraction data. Boll. Soc. Geol. It., 122
6.9. Profili geologici interpretati A, B e C
Il problema principale delle Alpi Meridionali tra il Lago Maggiore e il Lago di Como è l’incontro di due sistemi tettonici
completamente differenti, le Falde Orobiche verso est e il sistema profondo Ivrea. Le Falde Orobiche sono di tipo
thin-skinned, con un basamento che tettonicamente coinvolge unicamente pochi chilometri della crosta a tetto; il
sistema Ivrea è invece eccezionalmente thick-skinned e contiene rocce di tutta la crosta inclusa le rocce di
transizione verso il mantello.
L’Unità di Morcote contiene una parte del basamento (Unità d’Arbostora) ad ovest della Linea di Lugano ed è
separata dal basamento dell’Unità di Lugano dai sedimenti della catena a falde sovrapposte del San Salvatore-Val
Cuvia (Figura 6.18). La complessa struttura di questa catena comprende faglie strike-slip sinistrali e falde impilate.
La catena sembra essere una parte interna alle Falde Orobiche piuttosto che una zona di contatto tra le falde
(Figura 6.19).
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Figura 6.18 – Profilo geologico attraverso il sistema transpressivo thick-skinned Ivrea-Ceneri a NO dei sedimenti tiltati verticalmente del Bacino di Monte Nudo
(Falda Orobica superiore) a SE del Lago Maggiore. Il complesso Ivrea-Ceneri (in grigio) forma la parte alta del sistema sinistrale Alpino Ivrea-Ceneri. Le rocce
della crosta inferiore e del mantello superiore sono indicate da linee oblique. L’intero sistema Ivrea è a sua volta tagliato dal sistema a thrust tardo Alpino
Lombardo. Il sistema di Falde Orobiche è indicato da linee verticali. La traccia del profilo è indicata nella Figura 2.2. CM: miloniti del Canavese inizio Alpine;
GA: linea del Gambarogno; MN: backthrust del Monte Nudo; MO: Monteolimpino backthrust; PM: miloniti Pogallo pre Alpine; V: linea Verbania. Schumacher,
M.E., Schönborn, G., Bernoulli, D. & Laubscher P., 1996. Rifting and collision in the Southern Alps. In: Pfiffner, O.A., Lehner, P., Heitzmann, P., Mueller, St. &
Steck, A., Editors, 1996. Deep structure of the Alps – Results of NRP20, Birkhauser Verlag, Basel
La sezione B (Figura 6.19) illustra la struttura profonda del segmento a ovest della Linea di Lugano, usando i dati di
riflessione sismica delle linee S3 e S7 del progetto NRP-20. Tra questi dati risultano particolarmente importanti i
riflettori con immersione verso nord nella zona occidentale a 2 s TWT sotto l’Unità sub orizzontale di Lugano. Questi
riflettori sono discordanti rispetto ai riflettori orizzontali immediatamente sotto. Altre importanti bande di riflessione
sono quelle sotto il lato meridionale dell’Alto d’Arbostora a 0.5 s TWT di profondità. Quest’ultimi suggeriscono la
presenza di una seconda rampa in profondità (Falda Orobica Inferiore). L’accorciamento della Falda Orobica
Superiore è stimato attorno a 4 km, mentre quello della Falda Orobica Inferiore in 41 km.
In sezione C (Figura 6.20) sono combinati i dati sismici del progetto NRP-20 con la geologia superficiale di vari
autori. Vi sono chiare evidenze di ulteriori scollamenti all’interno della sequenza del Monte Generoso. Il tetto del
basamento autoctono a 14-15 km di profondità continua verso sud sino al fronte a thrust Lombardo della catena
sommersa di Milano. Lungo la Linea di Lugano, nella parte occidentale dell’Unità Generoso, la faglia normale
Mesozoica fu riattivata durante la compressione Alpina come zona trascorrente sinistrale quando la rampa frontale
del basamento della Falda Orobica Superiore (Unità Val Colla) fu dislocato verso sud sino all’altezza dell’Unità
Arbostora ad ovest della linea. Questa situazione ha conseguenze sulle strutture profonde dei profili B e C: sotto
l’Unità Generoso ad est della Linea di Lugano vi fu poco spazio per queste masse di basamento, mentre le masse
divennero importanti in tutte le unità ad ovest della Linea di Lugano. Al contrario del bordo settentrionale dell’Unità
Generoso caratterizzato da thrusts vergenti verso nord, il bordo meridionale presenta perlopiù thrusts vergenti verso
sud. In fronte meridionale dell’unità è comunque di nuovo caratterizzato da un thrust Miocenico vergente verso nord:
il retroscorrimento della Gonfolite Lombarda al tetto della sequenza Mesozoica dell’Unità Generoso (Figura 6.19 e
Figura 6.20).
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Figura 6.19 – Profilo geologico attraverso le Sudalpi tra Lago Maggiore e Lago di Lugano con le linee sismiche S3 e S7 e la linea AGIP 3 di Pieri & Grossi
(1981). a) sezione completa con i principali riflettori nella crosta superiore (bande nere). I sedimenti pre-Messiniani sono in grigio. b) la parte settentrionale del
profilo. I sedimenti profondi indistinti sotto il Basamento Orobico sono in grigio. La traccia del profilo è indicata in Figura 2.2. Fonti: vedi Figura 6.18.
Figura 6.20 – Profilo geologico attraverso le Alpi Meridionali tra il Lago di Lugano e il Lago di Como. Il profilo si basa sui dati delle linee sismiche CROP 88-1 e
S5 rilevati nell’area del Bacino del Monte Generoso. G: thrust del Generoso; Gr: faglia Grona; Lu: sistema di faglie di Lugano; MO: backthrust di Monteolimpino;
Mu: faglia Musso. La traccia del profilo è indicata nella Figura 2.2. Fonti: vedi Figura 6.18.
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7. OBIETTIVI MINERARI
7.1
Introduzione
La provincia del Bacino Po è dominata dal sistema petrolifero Porto Garibaldi che comprende gas biogenico
principalmente localizzato all’interno delle sequenze Plioceniche e subordinatamente Pleistoceniche. I reservoirs
siliciclastici di questo sistema contengono riserve ricoverabili pari a 16 TCF (”trillion cubic feet") (2.66 BBOE,
“billions of barrel of oil equivalent”). Due sistemi petroliferi denominati Meride / Riva di Solto e Marnoso Arenacea
contribuiscono ad ulteriori riserve di olio, gas e condensati termogenici equivalenti a 1 BBOE. Il sistema petrolifero
Meride / Riva di Solto interessa principalmente la parte occidentale della Pianura Padana e delle Alpi Meridionali. Il
periodo principale di espulsione degli idrocarburi si verificò nel corso del Paleogene e poi nel Neogene durante
l’orogenesi Alpina e Appenninica. L’area di studio è interessata da quest’ultimo sistema petrolifero che produce gas
termogenici generati da ottime source rocks mesozoiche e accumulati in reservoirs d’età coeva.
7.2
Il sistema petrolifero Meride / Riva di Solto
Figura 7.1 – Sistema petrolifero Meride / Riva di Solto (USGS no. 406002) all’interno della provincia del Bacino del Po e nella parte occidentale delle Alpi
Meridionali. In rosso sono disegnati i pozzi produttivi a gas, mentre in verde quelli a olio. Proiezione Robinson, central meridian: 0. USGS Assessment Team,
2000. U.S. Geological Survey World Petroleum Assessment - Meride/Riva di Solto Petroleum System 406002. USGS
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Caratterizzazione degli idrocarburi e manifestazione
Gli idrocarburi sono di tipo termogenico, provengono da source rocks triassiche e onshore sono stati ritrovati
unicamente in concomitanza di facies sedimentarie del Triassico medio-superiore ricche in sostanze organiche,
depositatesi all’interno di bacini marini in condizioni anossiche. Gli accumuli di questi idrocarburi sono solitamente
localizzati all’interno di reservoirs mesozoici e subordinatamente pliocenici (Cernuso). Le principali source rocks
sono i Calcari di Meride del Triassico medio (Ladinico) e gli scisti Riva di Solto del Triassico superiore (Retico) ai
quali sono rispettivamente correlati la Formazione di Besano (chiamata pure Zona Limiti Bituminosa), i Calcari di
Meride e i Calcari di Zu (Figura 7.2 e Figura 7.3). L’estensione areale della roccia madre è modesta, mentre i
principali accumuli si verificano nel caso di alti strutturali mesozoici e mostrano una migrazione laterale (updip),
verticale oppure lungo faglie neogeniche.
Figura 7.2 – Sistema petrolifero Meride / Riva di Solto (USGS no. 406002) con olio, gas e condensati termogenici del Triassico (TOC Meride-Besano: 0.6412%; tipo di idrocarburi Meride-Besano: 36-43° API; TOC Riva di Solto-Zu: 2-3%; tipo di idrocarburi Riva di Solto-Zu: 52-55° API). Lindquist, S.J., 1999.
Petroleum Systems of the Po Basin Province of Northern Italy and the Northern Adriatic Sea, Open-File Report 99-50-M. U.S. Department of the Interior, USGS
Figura 7.3 – Caratteristiche dei sistemi petroliferi padani Besano-Meride e Riva di Solto-Zu; età delle source rocks, reservoirs e seals, periodo della messa in
trappola, della generazione, espulsione e migrazione. Pieri, M., 2001. Italian Petroleum Geology. In Anatomy of an Orogen: the Apennines and Adjacent
Mediterranean Basins. Edited by Gian Battista Vai, Università di Bologna and I.Peter Martini, University of Guelph, Kluwer Academic Publishers
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Caratterizzazione delle source rocks, manifestazione e maturazione
Le source rocks carbonatiche e scistose triassiche presentano vari gradi di maturità, da immature a sovra-mature
con alterazioni termiche. Queste rocce affiorano nella parte occidentale della Provincia del Bacino del Po, nella
parte occidentale delle Alpi Meridionali, tra il lago di Lugano ad ovest e il lago di Garda ad est. Il luogo di
deposizione era caratterizzato da una serie bacini parzialmente anossici con trend nord-sud, profondi varie
centinaia di metri, alternati a piattaforme carbonatiche. Questa variabilità paleogeografia si ripercuote in un variabile
spessore e tipo di espulsione della roccia madre. Lo spessore può variare di un ordine di grandezza in soli 10 km di
distanza. L’innalzamento del livello del mare mesozoico favorì nel corso del Retico la sedimentazione di source
rocks molto spesse (con spessori maggiori a 2 km), ricche in sostanze organiche. Le source rocks più spesse
compaiono ad ovest del lago d’Iseo. I campi produttivi nei pressi di Milano sono chimicamente correlabili a rocce
madre di bacino euxinico. Studi scientifici dimostrano un buon potenziale delle source rocks triassiche pure nella
parte orientale della provincia Padana.
Figura 7.4 – Contenuto totale d carbonio organico (TOC) delle rocce del Triassico medio (183 campioni analizzati) e superiore (255 campioni) nelle Alpi
Meridionali. Katz, B.J., Dittmar, E.I. & Ehret, G.E., 2000. A geochemical review of carbonate source rocks in Italy. Journal of Petroleum Geology, 23/4
Le source rocks di Riva di Solto sono caratterizzate da un abbondante contenuto in diasterane, da cherogene
marino e continentale di tipo II e III (Figura 7.6) e da un rapporto pristane/phytane pari a 1. Il cherogene di
derivazione continentale è probabilmente soprarappresentato in affioramento a causa dell’alta maturità termica delle
facies di bacino profondo. Il TOC varia da 0.5 a 5 wt% con massimi riscontrati nella Formazione di Besano pari al
35% (Figura 7.4 e Figura 7.5). Le due source rocks si distinguono tra loro per il contenuto degli isotopi del carbonio
e per differenti biomarkers. Il Calcare di Meride presenta un TOC medio di 0.8 wt% con un contenuto di zolfo del
4.5%; gli scisti di Riva di Solto presentano un TOC medio di 1.3 wt% con un contenuto di zolfo pari a 3.1 wt%.
Analisi geochimiche mostrano una diretta correlazione tra le source rocks delle argille del Retico appartenenti alla
Formazione Riva di Solto e i gas e condensati del campo estrattivo Malossa. La generazione e l’espulsione degli
idrocarburi avvenne a profondità di oltre 7000 metri durante i processi deformativi oligocenico-miocenici. L’assenza
di questa source rock nell’area Malossa lascia presupporre ad una migrazione di tipo updip da NE.
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Figura 7.5 – Profilo del contenuto totale di carbonio organico (TOC) in un profilo della Formazione di Besano in località cave di Besano. Katz, B.J., Dittmar, E.I.
& Ehret, G.E., 2000. A geochemical review of carvonate source rocks in Italy. Journal of Petroleum Geology, 23/4
Le source rock Triassiche delle Alpi Meridionali producono principalmente olio e mostrano un potenziale massimo di
generazione di idrocarburi pari a 399 mg HC/g di roccia con valori medi attorno a 53 mg HC/g di roccia per le source
rocks del Triassico medio e 0.8 per il Triassico superiore (Figura 7.7). I campioni con un basso indice di idrogeno e
potenziale di generazione di idrocarburi sono caratterizzati da un livello avanzato di maturazione termica.
Bernasconi e Riva (1993) suggeriscono che la variazione laterale del contenuto organico nella Formazione di
Besano sia assai bassa nelle Alpi Meridionali. Comunque un’analisi dettagliata del contenuto di TOC lungo un
profilo della formazione mostra significative variazioni con valori che passano da meno di 1 wt% (% del peso) sino a
valori superiori a 35 wt% (Figura 7.5). Una valutazione del potenziale delle source rock Triassiche nelle Alpi
Meridionali è oltremodo complicata dalle variazione del livello di maturità termica. Nell’Italia settentrionale i valori
della vitrinite (vitrinite reflectance, Ro) variano da 0.39 (immature) nelle rocce Triassiche affioranti a Besano sino
3.33 (sopramature) nella località Gaiano. Il TOC totale della roccia a questi elevati gradi di maturità è stato ridotto
del 60% rispetto al contenuto originario. Riduzioni di TOC di oltre il 90% sono pure state riscontrate.
Figura 7.6 – Grafici dell’indice dell’idrogeno (mg HC/g TOC) verso l’indice dell’ossigeno (mg COt/g TOC) di campioni di source rock del Triassico medio e
superiore delle Alpi Meridionali con un contenuto minimo di TOC di 1.0 wt% (% del peso). Katz, B.J., Dittmar, E.I. & Ehret, G.E., 2000. A geochemical review of
carvonate source rocks in Italy. Journal of Petroleum Geology, 23/4
57
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Figura 7.7 – Potenziale di generazione totale di idrocarburi (mg HC/g di roccia) delle source rock del Triassico medio (70 campioni analizzati) e superiore (48
campioni analizzati) nelle Alpi Meridionali. Katz, B.J., Dittmar, E.I. & Ehret, G.E., 2000. A geochemical review of carvonate source rocks in Italy. Journal of
Petroleum Geology, 23/4
Caratterizzazione delle trappole
I blocchi estensionali mesozoici all’interno della Provincia del Bacino del Po e delle Alpi Meridionali servirono quali
trappole per oli triassici generatisi durante il Mesozoico. La riattivazione tardo terziaria delle faglie mesozoiche,
durante l’orogenesi Alpina e Appenninica, compromise localmente l’integrità delle trappole esistenti. I movimenti
convergenti terziari cessarono nelle Alpi occidentali prima del Pliocene, continuarono invece nelle Alpi orientali e
negli Appennini settentrionali durante il Quaternario. Molti campi estrattivi mesozoici (Meride / Riva di Solto) si
collocano in alti paleogeografici carbonatici fagliati d’età mesozoica. Questi alti strutturali furono in seguito modificati
in strutture anticlinali fagliate col coinvolgimento del basamento. Le anticlinali presentano una vergenza verso sud
nei pressi del dominio sud-alpino emerso nord lungo gli Appennini settentrionali. L’orogenesi Alpina costituì nell’area
di studio l’evento critico per la formazione di trappole, per l’espulsione e la migrazione degli idrocarburi.
Caratterizzazione dei reservoirs
I reservoir mesozoici della Provincia del Bacino del Po sono costituiti da carbonati di piattaforma con trend nord-sud.
Molte riserve mesozoiche si collocano in rocce triassiche, che nella parte orientale della provincia risultano poco
esplorate. Oli, gas e condensati sono associati al substrato precedente i processi deformativi, coinvolto nella catena
Alpina a falde sovrapposte.
Il campo estrattivo Villafortuna-Trecate presenta una trappola strutturale alpina che coinvolge gli strati sedimentari
mesozoici. Gli alti strutturali dei carbonati mesozoici sono circondati infatti da faglie alpine subverticali con falde
vergenti verso nord e trend SSO. L’intero sistema petrolifero si sviluppò all’interno della sequenza sedimentaria
Mesozoica costituita da due reservoirs. Il reservoir inferiore risalente all’Anisico è rappresentato dalle dolomie di
facies da peritidale a subtidale del Monte San Giorgio. Il seal superiore è garantito dai calcari scistosi e tufacei della
Formazione di Besano che li ricoprono. Il sistema poroso presenta microscopiche cavità o fessure e porosità
intracristallina. I valori di porosità e permeabilità sono localmente alti grazie alla presenza di una rete di fratture
secondarie, parzialmente interessate da fenomeni di dissoluzione. Il reservoir superiore consiste in tre unità
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carbonatiche (Dolomia Principale, Calcare Campo dei Fiori e Dolomia Conchodon). Il seal è garantito in questo caso
dai calcari scistosi del Gruppo Medolo. La Dolomia Principale e il Calcare Campo dei Fiori presentano basse
porosità e permeabilità e solo localmente si osservano processi di fratturazione secondaria. La Dolomia Conchodon
è invece caratterizzata da un’alta variabilità del sistema poroso a causa di intensi processi diagenetici. Questa
formazione è la più produttiva del reservoir superiore. Gli idrocarburi sono generati da source rocks del Triassico
medio tra cui gli Scisti di Besano (Zona Limite Bituminosa) e i Calcari di Meride. Il cherogene di tipo II risulta molto
maturo. La Formazione di Besano presenta valori di TOC che possono raggiungere il 25-30% con valori medi di 4%.
I Calcari di Meride presentano spessori significativi (sino a 600 metri) e valori TOC medi del 0.8%. Il “source
potential index” della roccia madre del Triassico medio (SPI, quantitativo di idrocarburi generato da una colonna di
source rock di 1 m² di superficie) è pari a 3.3 sino a 4 t HC/m².
Figura 7.8 – Sistema petrolifero mesozoico nel campo estrattivo Villafortuna-Trecate: i dati petrofisici delle formazioni provengono dalle trivellazioni dei pozzi di
Trecate; i dati geochimici delle source rocks provengono dalle serie affioranti. Fantoni, R., Bello, M., Ronchi, P. & Scotti, P., 2002. Po Valley oil play: from the
Villafortuna-Trecate field to South-Alpine and Northern Apennine exploration. Extended Abstract H27, EAGE 64th Conference & Exhibition, Florence 2002
Il campo Malossa ha prodotto oltre 30 milioni bbls (barili) di condensati (52-55° API, grado dell’American Petroleum
Institute) e più di 5 miliardi stm³ (metri cubi standardizzati) di gas. Il campo è caratterizzato da porosità di 1-13%,
permeabilità nell’ordine di 10s di md (millidarcies) e spessori di 300-580 metri. Il reservoir principale è costituito da
dolomie di scogliera del Liassico inferiore-Triassico superiore (Formazione Zandobbio e Dolomia Principale). Il seal
è garantito da rocce argillose pelagiche del Giurassico. La trappola è caratterizzata da un “thrust fold” profondo (il
reservoir giace a 5300 metri di profondità) con deformazione polifasica che fa parte di un sovrascorrimento tardo
miocenico con trend NNO-SSE, vergente verso SO. La struttura è circondata da faglie normali tardo giurassiche.
59
Mac Oil SpA
Caratterizzazione dei seals
I seals dei reservoir carbonatici mesozoici sono a contatto stratigrafico oppure strutturale con i carbonati superiori
d’età Cretacica, costituiti da marne pelagiche e dai calcari argillosi delle formazioni Scaglia e Marne di Bruntino. I
reservoirs siliciclastici presentano invece quali seal stratificazioni scistose oppure arenarie impermeabili di mare
profondo, dello spessore massimo di alcune decine di metri. Il seal del reservoir Triassico del Ladinico è garantito
dagli scisti argillosi e dai calcari marnosi della Formazione di Besano. dai calcari scistosi e tufacei della Formazione
di Besano che li ricoprono. Le Marne di Pizzella (Triassico superiore) e i sedimenti della Formazione Moltrasio
(Liassico inf.) garantiscono localmente un buon seal per i reservoirs del Triassico superiore (Trecate-Villafortuna).
7.3
L’area di studio
Alla fine del Permiano il rilievo delle Alpi Meridionali fu quasi completamente livellato e durante il Triassico inferiore
e medio (Anisico medio) un bacino marino d’acqua bassa si fece largo da est. Si depositarono la Formazione
Servino, Bellano (Zona Limite Bituminosa, ZLB) e la parte inferiore della Dolomia del Salvatore. Tra il Carnico e il
Carnico inferiore i sedimenti del Ticino meridionale e dell’Italia settentrionale conobbero una forte subsidenza e lo
sviluppo di un sistema complesso di piattaforme carbonatiche (Dolomia del Salvatore) e bacini marini poco profondi
(Dolomia del Monte San Giorgio, Zona limite Bituminosa, Calcare di Meride, Formazione di Cunardo). L’acqua
anossica dei fondali favorì la deposizione e la conservazione di dolomie e calcari bituminosi ricchi in sostanze
organiche. Questi sedimenti mostrano eccellenti caratteristiche quali source rocks.
Figura 7.9 – Carta geologica dell’area di studio (confini in rosso) con la posizione delle località considerate nello studio (ST = Stabio, SG = San Giorgio, GC =
Monte Generoso centrale). Nelle 3 tonalità d grigio sono rappresentate approssimativamente le zone considerate immature (a nord), probabilmente mature
(nella parte centrale a nord del retroscorrimento della Gonfolite Lombarda) e mature (a sud del fronte della Gonfolite). Le frecce indicano approssimativamente
in che direzione aumenta il grado di maturità (perpendicolarmente al fronte della Gonfolite). Le coordinate sono quelle del sistema topografico svizzero.
Modificato da Greber, E., Leu, W., Bernoulli, D., Schumacher, M.E. & Wyss, R., 1997. Hydrocarbon provinces in the Swiss Southern Alps-a gas geochemistry
and basin modelling study. Marine and Petroleum Geology, 14/1
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Mac Oil SpA
Durante il Carnico superiore si verificò l’estinzione della maggior parte delle piattaforme a causa di un repentino
innalzamento dei fondali seguito da un aumento dell’apporto continentale detritico e siliciclastico. Si stabilirono
condizioni di piana alluvionale con fasi evaporitiche (Strati di Raibl, Formazione San Giovanni Bianco). Dal Triassico
superiore al Liassico medio processi di rifting precedettero l’apertura dell’oceano della Tetide. Nel Norico un’ampia
piattaforma carbonatica ricopriva l’intera area (Dolomia Principale). Faglie normali correlate a un regime distensivo
interessano la piattaforma nel corso del Norico superiore. Si originarono così una serie di bacini morfologici larghi
da 1 a 10 km dove si depositarono calcari e dolomie (Formazione Zorzino) in situazioni localmente anossiche. In
corrispondenza dell’Alto d’Arbostora (a nord dell’area di studio) i sedimenti lungo il blocco di campo della faglia di
Lugano, conobbero intensi processi di fratturazione e riempimento polifasico delle fratture(neptunic dykes nella
Formazione Macchia Vecchia). La Linea di Lugano rappresenta una delle faglie macroscopiche che dividevano il
Bacino Lombardo in una serie di bacini asimmetrici separati da alti submarini. Successivamente tra il Giurassico
medio e il Cretacico inferiore i bacini conobbero una fase post-rift caratterizzata da subsidenza e dallo
sprofondamento dei fondali a profondità batiali (Formazione di Morbio, Rosso Ammonitico Lombardo, Selcifero
Lombardo). L’evento anossico Cretacico è evidenziato da intervalli bituminosi nel Cretacico inferiore (Formazione
Maiolica). Infine i movimenti Alpini tra Aptiano e Cenomaniano sono documentati dai depositi della Formazione
Scaglia Lombarda e da turbiditi siliciclastiche terrigene.
7.3.1 Proprietà delle source rocks
Le principali source rocks sono rappresentate dalle rocce della Zona Limite Bituminosa (ZLB) e dagli scisti di Riva di
Solto. La ZLB è considerata la roccia col principale potenziale quale source rock dell’area di studio. Il potenziale
totale di generazione di idrocarburi è stato stimato da Bernasconi (1991) a 330000 t HC/km² pari a 2.4 milioni di
barili d’olio per km². I sedimenti della ZLB del Monte San Giorgio sono solo marginalmente maturi. Verso sud la ZLB
è ricoperta dai sedimenti Mesozoici, Terziari e Quaternari e continua sino nei dintorni di Milano (campo estrattivo di
Gaggiano e Villafortuna-Trecate). Le caratteristiche geochimiche delle rocce della Formazione di Besano mostrano
una grande affinità con gli oli di Gaggiano. I Calcari di Riva di Solto e di Zu sono stati depositati ad est della Linea di
Lugano ricoprendo l’area del Bacino del Monte Generoso, la zona di Albenza e Sebino. Questi spessi sedimenti
argillosi sono la source rock di importanti accumuli di idrocarburi nell’Italia Settentrionale.
7.3.2 Modello del bacino sedimentario
Parametri principali del modello
Le località SG (Monte San Giorgio) e ST (Stabio) sono situate sull’Alto di Arbostora, la seconda si distingue per una
maggiore complessità tettonica. Le curve di subsidenza tettonica (Figura 7.10) sono state calcolate nel modello di
Greber et al. (1997) considerando i principali eventi tettonici e le maggiori variazioni eustatiche e batimetriche. Uno
dei fattori incerti sono le indicazioni riguardo la profondità della colonna d’acqua durante Giurassico e Terziario. I
sedimenti del Triassico sono di tipo lagunare-marnoso ed è possibile considerare una profondità dei fondali marini di
250-500 metri lungo gli alti strutturali (Rosso Ammonitico). La profondità dei fondali variò da 2000 metri sino a 0
metri nel corso del Cretacico superiore. Un’ulteriore incertezza è data dallo spessore originario della sezione erosa
del Cretacico superiore-Terziario. Due eventi termici dovuti ad importanti attività magmatiche sono stati individuati
tra il Paleozoico superiore e il Giurassico superiore. Il primo non è stato considerato visto che ha avuto luogo 20
milioni d’anni prima della deposizione della Formazione di Besano; il secondo è invece documentato durante il
Triassico medio (Ladinico-Carnico inferiore). Al giorno d’oggi il flusso di calore è di circa 60 m W / m², mentre per il
61
Mac Oil SpA
passato sono stati ipotizzati i seguenti valori (vedi area nera in Figura 7.13 e 7.14): 260-238 Ma: 59 m W / m² (valori
tipici continentali), 236 Ma: 90 m W / m², 220 Ma: 70 m W / m², 136-0 Ma: 60 m W / m². Nella località di Stabio la
maturità della roccia madre calcolata dai valori di etano e propano è stata utilizzata come base per la calibrazione.
Figura 7.10 – Subsidenza tettonica delle località ST, SG, GC evidenziate in Figura 7.9 e eventi tettonici (fasi orobiche e lombarde) utilizzati nel modello. La
subsidenza tettonica è assai più alta nel bacino del Monte Generoso che nel caso dell’alto di Arbostora (Stabio A corrisponde allo scenario A di Figura 7.11).
Greber, E., Leu, W., Bernoulli, D., Schumacher, M.E. & Wyss, R., 1997. Hydrocarbon provinces in the Swiss Southern Alps-a gas geochemistry and basin
modelling study. Marine and Petroleum Geology, 14/1
Alto di Arbostora – Località Monte San Giorgio (SG)
In questa località (vedi Figura 7.9) il modello di maturità si è concentrato sulla Formazione di Besano, un eccellente
source rock che al giorno d’oggi è solo marginalmente matura nell’area del Monte San Giorgio (Ro<0.6%).
L’assenza delle coltri sedimentarie tra il Cretacico superiore e il Terziario (erose nell’area) è il punto cruciale del
modello. Uno spessore di 300 metri di questa sequenza sedimentaria sembra la più probabile e compatibile con i
valori di maturità analizzati per la ZLB. Il Monte San Giorgio, a nord dell’area di studio, non è infatti stato interessato
dal backthrust della Gonfolite Lombarda nel corso dell’Oligo-Miocene, altrimenti risulterebbe maggiormente maturo.
Alto d’Arbostora – Località Stabio (ST)
Il modello di Stabio è stato costruito su un modello tettonico che si basa su dati geologici di superficie e sui dati
sismici del Progetto Nazionale Svizzero di ricerca NRP-20 (vedi capitolo Profili geologici e sismici). Evidenze
riguardo la migrazione di idrocarburi sono dati dalla presenza di gas seeps nei dintorni della collina di Stabio e i gas
assorbiti in sedimenti superficiali a grana fine (vedi capitolo Maggiori scoperte rinvenute). Studi geochimici
dimostrano la presenza di una source rock marina con un grado di maturità Ro di 0.7-0.8%. La posizione
paleogeografica della zona di Stabio è identica a quella del Monte San Giorgio ed è caratterizzata dall’Alto
strutturale di Arbostora. Il bacino marino nel Triassico medio si estendeva dalla regione del Lago Ceresio (in
territorio svizzero) sino ad ovest di Milano.
62
Figura 7.11 – Scenari tettonici modellati per la Falda Orobica Superiore a
Stabio (ST di Figura 7.9). In tutti i 3 casi il retroscorrimento della Gonfolite
Lombarda è stato attribuito alla fase Lombarda. L’imbricazione all’interno
della Falda Orobica Superiore è stato invece attribuito alla fase Lombarda
(A), alla fase Orobica tardiva (B) e all’inizio della fase Orobica (C). HD-T:
Dolomia Principale e Terziario, HD-UC: Dolomia Principale e Cretacico
superiore, HD: Dolomia Principale, UML: Calcare di Meride superiore.
Greber, E., Leu, W., Bernoulli, D., Schumacher, M.E. & Wyss, R., 1997.
Hydrocarbon provinces in the Swiss Southern Alps-a gas geochemistry and
basin modelling study. Marine and Petroleum Geology, 14/1
Mac Oil SpA
Figura 7.12 – Scenari tettonici modellati per la Falda Orobica Inferiore a Stabio
(ST di Figura 7.9). Il retroscorrimento della Gonfolite è attribuito alla fase
Lombarda, mentre la messa in posto della Falda Orobica Superiore su quella
Inferiore è attribuita alla fase Orobica tardiva (D) oppure all’inizio della fase
Orobica (E). VF: Flysch del Varesotto, HD: Dolomia Principale, UML: Calcare di
Meride superiore. Greber, E., Leu, W., Bernoulli, D., Schumacher, M.E. &
Wyss, R., 1997. Hydrocarbon provinces in the Swiss Southern Alps-a gas
geochemistry and basin modelling study. Marine and Petroleum Geology, 14/1
I sedimenti della Zona Limite Bituminosa (Formazione di Besano) e i Calcari di Meride sono considerati i principali
candidati quale source rock. Nella regione di Stabio è stata utilizzata la medesima sequenza litostratigrafica
utilizzata per il Monte San Giorgio (vedi Figura 5.6) con l’unica differenza di uno spessore del Flysch Lombardo pari
a 1200 metri. In entrambe le località il sistema di falde Orobiche comprende una falda superiore e una falda
inferiore. La situazione tettonica a Stabio è assai più complessa. La Falda Orobica Superiore mostra processi di
imbricazione che in superficie sono testimoniati dall’Anticlinale si Stabio. Questa complicazione tettonica è correlata
al retroscorrimento della Gonfolite Lombarda durante la fase orogenica Lombarda. Nel modello si assume uno
spessore lungo il margine settentrionale del bacino di almeno 1000 metri. L’imbricazione della Falda Orobica
Superiore e il sovrascorrimento della Falda Orobica Superiore su quella Inferiore è stata attribuita all’inizio della fase
Orobica (89-74 Ma: Figura 7.11 C e Figura 7.12 E) oppure ad una fase Orobica tardiva (54-42 Ma: Figura 7.11 B e
Figura 7.12 D. Nel caso A di Figura 7.11 i principali movimenti tettonici sono stati correlati alla fase Lombarda.
63
Mac Oil SpA
I modelli della Zona Limite Bituminosa di Greber et al. (1997) sono stati considerati separatamente per la Falda
Orobica Superiore (Figura 7.11) e per la Falda Orobica Inferiore (Figura 7.12). Nella località di Stabio gli strati
evaporitici di Raibl sono considerati come piano di scollamento dell’Anticlinale di Stabio. Visto che la Zona Limite
Bituminosa si trova stratigraficamente sotto gli strati di Raibl, è stata calcolata la maturazione del pacchetto
sedimentario tra queste due formazioni (Figura 7.13). Il modello tiene conto dei seguenti aspetti: 1) sopra la ZLB i
Calcari di Meride sono a loro volta considerati come una potenziale source rock; 2) una migrazione laterale degli
idrocarburi espulsi va pure considerata; 3) la situazione tettonica è probabilmente più complessa di quella
evidenziata dai profili sismici.
Figura 7.13 – Maturazione degli strati di Raibl e della Zona Limite
Bituminosa (Formazione di Besano) nella Falda Orobica Superiore
(caso A di Figura 7.11). Le maturità calcolate sono compatibili con
quelle ottenute dall’analisi dei gas assorbiti. Greber, E., Leu, W.,
Bernoulli, D., Schumacher, M.E. & Wyss, R., 1997. Hydrocarbon
provinces in the Swiss Southern Alps-a gas geochemistry and basin
Figura 7.14 – Maturazione della Zona Limite Bituminosa nella Falda Orobica
Inferiore. La ZLB entrerebbe nella finestra “dry zone” nel corso dell’Eocene
superiore, cosa che non concorda con la maturità riscontrata nella ZLB. I gas
assorbiti e liberi nella località di Stabio hanno origine dalla Falda Orobica
Superiore. Greber, E., Leu, W., Bernoulli, D., Schumacher, M.E. & Wyss, R.,
1997. Hydrocarbon provinces in the Swiss Southern Alps-a gas geochemistry
and basin modelling study. Marine and Petroleum Geology, 14/1
1) i risultati ottenuti per la Falda Orobica Superiore in Figura 7.13 sono consistenti con i valori di maturità riscontrati
nei gas d’assorbimento; ciò non è il caso per la Falda Orobica Inferiore (Figura 7.14), dove si riscontrerebbero
maturità Ro>1.2% nella finestra “dry gas”. Si è postulata un’origine dei gas alla base della Falda Orobica Superiore
2) la tempistica dei movimenti tettonici ha poca influenza sulla maturità attuale della Formazione di Besano ma
condiziona la messa in trappola degli idrocarburi. Nella Falda Orobica Inferiore la generazione di idrocarburi è
correlata alla messa in posto della Falda Orobica Superiore e di corta durata (Figura 7.15). La generazione di
idrocarburi nella Falda Orobica Superiore è avvenuta durante un periodo di tempo più lungo
3) il rapporto di trasformazione della sostanza organica in HC nella Falda Orobica Superiore è di 0.86 per il caso A,
0.57 per il caso B e 0.70 per il caso C. Nella falda superiore vi sono quindi rocce con un potenziale rimanente di
generazione. Nella Falda Orobica Inferiore la trasformazione in HC della massa organica nell’Eocene (caso D)
oppure nel Cretacico superiore (caso E) è completa
4) assumendo un TOC iniziale del 10% e una soglia di saturazione di 0.2 l’espulsione di HC iniziò nella Falda
Orobica Superiore tra la fine del Cretacico e il Paleocene inferiore. Nella falda inferiore l’espulsione iniziò già nel
tardo Cretacico e la quantità di HC fu molto superiore.
64
Mac Oil SpA
I gas osservati in superficie nella località di Stabio hanno probabilmente avuto origine nella parte bassa della Falda
Orobica Superiore ad una profondità di circa 1500 metri. Non è comunque possibile escludere a priori che il gas non
abbia origine da più sottili livelli bituminosi di tipo II all’interno degli strati Cretacici della Falda Orobica Inferiore o da
una trappola sotto la Zona Orobica Superiore con accumuli di gas migrato in una fase prestiva proveniente dalla
Zona Limite Bituminosa della Falda Orobica Inferiore.
Figura 7.15 – Generazione di idrocarburi gassosi nel corso del tempo per la ZLB (Zona Limite Bituminosa, Formazione di Besano) nella Falda Orobica
Superiore e Inferiore. Le lettere solo le stesse di quelle riportate in Figura 7.13 e 7.14. La generazione di gas ha avuto luogo per un periodo più lungo nella
Falda Orobica Superiore e probabilmente è tuttora in corso. Nella Falda Orobica Inferiore al contrario, a causa della messa in posto della Falda Orobica
Superiore, cessò nel Terziario superiore. Si noti la differente scala utilizzata nei due grafici. Greber, E., Leu, W., Bernoulli, D., Schumacher, M.E. & Wyss, R.,
1997. Hydrocarbon provinces in the Swiss Southern Alps-a gas geochemistry and basin modelling study. Marine and Petroleum Geology, 14/1
65
Mac Oil SpA
Sistema petrolifero nella regione di Stabio - Gaggiolo
Rispetto all’Italia Settentrionale e in particolare alla Pianura Padana nella regione occidentale delle Alpi Meridionali
prevalsero tra Oligocene e Pleistocene livelli di sedimentazione più bassi a causa della posizione marginale rispetto
al bacino del Po. La zona di studio non è stata coinvolta nello sviluppo della catena Appenninica. Le potenziali
source rocks sono rappresentate dagli scisti della Zona Limite Bituminosa (Formazione di Besano) e dai Calcari di
Meride del Triassico medio e dalla Formazione Riva di Solto del Triassico superiore. Nella parte settentrionale
dell’Alto d’Arbostora (località Monte San Giorgio) la ZLB è solo marginalmente matura e nella Falda Orobica
Superiore non si sono formati idrocarburi. L’area era situata a nord rispetto al backthrust della Gonfolite Lombarda.
Più a sud, nella regione di Stabio, sono stati osservati molti gas seeps con gas di tipo termogenico. Questi gas sono
in relazione con una source rock sapropelitica con cherogene di tipo II proveniente dalla ZLB e dai Calcari di Meride
che presentano una maturità termica Ro di 0.7-0.8 %. Valori più alti di maturità nella Formazione di Besano sono
raggiunti con l’imbricazione nella Falda Orobica Superiore (Anticlinale di Stabio) e il backthrust della Gonfolite. Nella
regione di Stabio i gas hanno origine alla base della Falda Orobica Superiore ad una profondità di circa 1500 m.
Aspetti positivi del sistema petrolifero sono l’eccellente source rock, mentre poco è conosciuto riguardo le
potenzialità dei seal verticali di chiusura. I seeps di gas indicano comunque che parte delle accumulazioni di gas
hanno sopravvissuto le deformazioni Mioceniche. I risultati dello studio dimostrano che pure in una regione
altamente tettonizzata come quella dell’area di studio possano esistere importanti accumuli di gas.
Figura 7.16 – Sistema petrolifero nell’area di Stabio (in territorio Svizzero
nei pressi del valico del Gaggiolo). Gli aspetti positivi sono le eccellenti
source rocks, mentre assai poco è conosciuto riguardo l’efficacia dei
seals e riguardo l’influenza della tettonica su migrazione e accumulo
degli idrocarburi. Greber, E., Bernoulli, D., Leu, W., Schumacher, M.E. &
Wyss, R., 1996. Hydrocarbon provinces in the Ticino area Swiss
Southern Alps. Extended Abstract, EAGE 58th Conference and
Technical Exhibition, Amsterdam
66
Mac Oil SpA
8. LAVORI ESEGUITI NELL’AREA
8.1
Rilievi sismici
Nel corso delle passate campagne esplorative Agip ha rilevato diverse linee sismiche all’interno dell’area in esame
(vedi Figura 8.1). Tali linee non sono liberamente accessibili. In questa fase di istanza la compagnia ha quindi
analizzato le linee disponibili (vedi Figura 8.2), ovvero, in territorio italiano, la linea VA-301-77 e la linea VA-324-91
ed in territorio elvetico le linee sismiche realizzate negli anni ’90 in relazione al progetto NRP-20. Le linee S4, S5,
S6, S7 e SUDALP 77 (sismica rifrattiva) sono state ampiamente analizzate e descritte nei capitoli precedenti.
Figura 8.1 – Linee sismiche rilevate da AGIP nel corso delle passate campagne esplorative. Si noti in rosso l’area in esame. Agip
Tecniche di elaborazione
Negli ultimi anni, per quel che riguarda la prospezione sismica, sono stati fatti passi sorprendenti soprattutto da un
punto di vista dell’elaborazione dei dati, sia per quel che riguarda lo sviluppo di algoritmi (software), sia a livello di
velocità di calcolo, rendendo così possibili tecniche di elaborazione che solo pochi anni addietro non si sarebbero
potuti applicare. Tra le nuove tecniche di elaborazione citiamo le tecniche Surface Wave Analysis (Rayleigh Wave
Dispersion Curve Inversion), Common Reflection Surface (CRS) Stack, Pre-Stack Time Migration, WesternGeco
Inverse Q-Filtering Technique, e la Pre-Stack Depth Migration (PSDM). Quest’ultima, in particolare (vedi Figura 8.3),
fornisce in output una sezione coincidente con la reale sezione geologica ed ha permesso negli ultimi anni grandi
scoperte di idrocarburi in tutto il mondo. Tra le maggiori problematiche della PSDM v’è l’enorme quantità di dati
calcolata.
67
Mac Oil SpA
Le tecniche elencante possono essere applicate anche a dati ottenuti da campagne passate. Sebbene il risultato sia
inferiore a quanto ottenibile oggigiorno con i moderni equipaggiamenti, il riprocessamento di dati sismici passati può
fornire nuovi elementi utili anche alla pianificazione e posizionamento di una nuova campagna sismica.
Figura 8.2 – In arancio l’area di studio con la posizione dei pozzi e delle linee sismiche disponibili ed analizzate presenti nell’area
Figura 8.3 – Esempio di output ottenuto utilizzando la tecnica di elaborazione PSDM
68
8.2
Mac Oil SpA
Dati gravimetrici
Introduzione
L’applicazione di moderne tecniche sismiche, integrate da dati di pozzo e di laboratorio ha permesso la scoperta di
67 giacimenti a gas e 9 campi estrattivi ad olio nel bacino della Pianura Padana. Metodi geofisici sismici permettono
infatti di trarre importanti informazioni sui contatti roccia-fluido (“true amplitude”, “bright spot”). Queste informazioni
sulla variazione litologica consentono di determinare i confini del serbatoio e le variazioni di fluido, quindi di
determinare il reale accumulo di idrocarburi. Analisi gravimetriche effettuate nella Pianura Padana e nella basse
Valle dell’Arno permettono inoltre di evidenziare la presenza di campi a gas poco profondi che danno origine ad
anomalie gravimetriche negative di ampiezza compresa tra -0.7 e -1.2 mGal e di alcuni chilometri d’estensione.
L’intensità dei minimi è collegata alla dimensione, alla profondità e alla natura della sorgente. Campi ad olio
mostrano infatti un’intensità inferiore rispetto a giacimenti a gas. Queste modeste anomalie sono individuabili
mediante rilievi gravimetrici ad alta definizione in aree di pianura. Una morfologia del terreno troppo accentuata
comporterebbe infatti correzioni topografiche troppo grandi. Metodi geofisici gravimetrici permettono al giorno d’oggi
non solo l’individuazione di giacimenti bensì pure il monitoraggio dell’estrazione di gas naturale. Il calcolo delle
anomalie di gravità per giacimenti posti a maggiore profondità a dimostrato come campi ad olio siano individuabili
sino a una profondità di 2500 metri, mentre giacimenti a gas possono essere scoperti sino a 4000 metri di
profondità.
Variazione di densità nei bacini sedimentari recenti
La composizione mineralogica, la porosità, il contenuto in fluidi e la pressione sono fattori che determinano la
densità della roccia. Al crescere della profondità fenomeni di compattazione e cementazione assumono
un’importanza maggiore. In sedimenti poco profondi scisti argillose e sabbie con differenti fluidi di saturazione (gas,
olio, salamoia) presentano scostamenti di densità molto sensibili. I contrasti di densità rispetto alle argilliti, che
costituiscono la roccia di chiusura del giacimento (“seal”), risultano a 1500 metri di profondità di -0.25 g/cm³ per la
presenza di olio e -0.50 g/cm³ per quella di gas. A profondità maggiori la porosità diminuisce sensibilmente e la
differenza si attenua. A 5000 metri questi valori risultano rispettivamente di -0.1 g/cm³ e -0.2 g/cm³.
Figura 8.4 – Grafico della densità e porosità verso profondità per varie combinazioni di fluidi in scisti argillosi e sabbie. Cantini, P., Pinna, G. & Pinna,
E., 2004. Possibilità di individuazione di giacimenti di idrocarburi nella Pianura Padana mediante dati gravimetrici. In Atti del 23° convegno nazionale,
GNGTS, Gruppo Nazionale di Geofisica della Terra Solida
69
8.3
Mac Oil SpA
Dati aeromagnetici
La misurazione del campo magnetico ha una grande importanza nella mappatura di strutture geologiche. Con costi
ragionevoli è infatti possibile coprire aree assai vaste in un lasso di tempo ristretto, senza per altro essere invasivi
sul territorio. I dati che compongono la nuova carta delle anomalie aeromagnetiche d’Italia pubblicata nel 2004 sono
stati concentrati in un'unica banca dati in modo da permettere analisi a differente scala, a dipendenza delle
necessità dell’utente. La carta delle anomalie precedentemente realizzata da Agip per l’industria mineraria
presentava alcune peculiarità in parte dovute alla scelta di un modello di referenza geomagnetico specifico. Il
campo principale era stato infatti sottratto utilizzando una superficie interpolata composta da piani ottenuti da studi
del gradiente orizzontale. La carta residua, ottenuta dopo questa procedura, mostrava infatti un trend lineare NNOSSE con un gradiente medio di 0,5 nT/km (nanotesla/chilometro). I dati aeromagnetici furono acquisiti ad un’altezza
determinata sopra la superficie topografica in modo da filtrare eventuali disturbi geologici dovuti a corpi magnetici
superficiali. Il Consorzio Universitario della Spezia (Cunispe) in cooperazione con ENI Spa – divisione Esplorazione
e Produzione hanno riprocessato i dati originari ed hanno inoltre condotto ulteriori mappature nel 2001-2002 per
colmare le lacune dei vecchi dati.
Caratteristiche e organizzazione dei dati
I dati processati provengono da 36 micro-campagne eseguite da Agip (Direzione Esplorazione Idrocarburi) dal 1971
al 1980 sull’intero territorio continentale Italiano e sui mari limitrofi. I dati sono poi stati integrati a quelli di 5
campagne recenti (Ancona “offshore”, NE-Calabria “on/offshore”, Molise “on/offshore”, Sicilia “onshore” e Sicilia
meridionale “offshore”) acquisiti tra il 2001-2002 nel contesto di una cooperazione tra ENI e Cunispe. La lunghezza
totale dei profili è di 326'823 km, interessa una superficie di 783'576 km² e presenta 2'831'835 punti di misura.
Provincia
Alpi-Valle del Po
Appennini adriatici
Tirrenica
Siculo-Calabro-Ionica
Codice
58-59-60-67-70-87171
1-5-69-71-75-79-8663.1-63.2
56-57-66-68-72-7480-81-83-85
2-3-4-13-61-62-6465-73-76-77-78-8284-121
Misure
Latitudine
minima
massima
minima
Longitudine
massima
512’622
43°46’58”
47”03’07”
06°36’07”
13°53’27”
300’901
41°09’52”
45°01’23”
11°07’31”
17°14’41”
678’863
37°26’21”
45°14’49”
07°57’53”
16°01’48”
1’339’449
35°13’55”
42°33’49”
11°30’03”
19°59’51”
Figura 8.5 – Codici delle campagne per le province magnetiche e statistiche associate. Le aree interessate dalle campagne recenti dell’ENI presentano i codici
1-5 ed hanno interessato la provincia Appennini adriatici e quella Siculo-Calabro-Inonica. In rosso sono contrassegnate le campagne che riguardano la
provincia magnetica Alpi-Valle del Po. Caratori Tontini, F., Stefanelli, P., Giori, I., Faggioni, O. & Carmisciano, C., 2004. The revised aeromagnetic anomaly
map of Italy. Annals of Geophysics, 47
Le 36 campagne svolte da Agip erano caratterizzate da una spaziatura tra le linee di 5-10 km, mentre la distanza tra
le singole misure variava tra 0,05 e 0,25 km. Le nuove micro-campagne svolte da ENI sono invece più accurate,
caratterizzate da una spaziatura di 2-5 km, mentre le singole misure spaziano di 0,05 km. Il campo magnetico totale
è stato misurato nelle due campagne con un magnetometro a pompaggio ottico a vapori di cesio che permette
risoluzioni nell’ordine di 0,01 nT. L’altezza del volo durante l’acquisizione di questi dati variava tra 1450 (sopra le
province magnetiche) e 3950 metri (sopra le regioni alpine).
70
Figura 8.6 - Orientamento del reticolo e densità delle linee della
compilazione aeromagnetica. Caratori Tontini, F., Stefanelli, P., Giori, I.,
Faggioni, O. & Carmisciano, C., 2004. The revised aeromagnetic anomaly
map of Italy. Annals of Geophysics, 47
Mac Oil SpA
Figura 8.7 – Mappa a colori dei rilievi delle anomalie del campo
aeromagnetico. Caratori Tontini, F., Stefanelli, P., Giori, I., Faggioni, O. &
Carmisciano, C., 2004. The revised aeromagnetic anomaly map of Italy.
Annals of Geophysics, 47
Processazione dei dati e metodologia di integrazione
La processazione dei dati è stata fatta in modi diversi a dipendenza del livello di “rawness” dei dati acquisiti da ENI
rispetto ai dati originali parzialmente processati da Agip. L’applicazione di un livellamento statistico ha permesso
d’evitare problemi di intersezione tra linee di differenti campagne. Il formato dei dati Agip ha causato alcuni problemi
nell’organizzazione delle procedure di lavoro. I canali originali non erano infatti sempre disponibili, mentre l’unico
canale comune alle 36 campagne era il campo residuo. Per questo motivo il campo residuo è stato utilizzato come
punto d’inizio della procedura d’integrazione. I dati sono quindi stati considerati come già corretti della riduzione
temporale. Il passo successivo verso la convergenza e l’unificazione è stata la rimozione degli effetti della superficie
del campo di riferimento basata sul gradiente orizzontale di 0,5 nT/km (vedi capitolo Introduzione). I dati sono inoltre
stati proiettati in un unico sistema cartografico utilizzando la proiezione Universale Trasversa di Mercatore con
latitudine 0°, longitudine 14°, falso est 1'500'000 m e falso nord 0 m, usando il sistema geodetico mondiale riferito al
1984 WGS84 ("World Geodetic System 1984"). La sottrazione del campo di riferimento IGRF79 ha permesso di
correggere le anomalie magnetiche globali. L’altitudine di proiezione di 2500 metri corrisponde inoltre all’altezza
media delle campagne aeromagnetiche. La procedura è stata inoltre ridotta seguendo la tecnica metrologica BTM
(Bottom Reduction Method) in modo da permettere un paragone tra le varie micro-campagne aeromagnetiche.
L’ultima integrazione ha avuto come scopo la riduzione dei disturbi nelle aree marginali delle campagne.
Il prodotto finale è una carta in scala 1:1'500'000 e formato A0 dei rilievi ombreggiati a colori delle anomalie
aeromagnetiche, con isolinee spaziate di 10 nT, illuminazione inclinata di 45°, declinazione di 45° e un reticolo con
celle uniformi di 2 km di lato. La variazione dei dati misura 1500 nT.
71
Mac Oil SpA
L’errore stimato è difficilmente quantificabile ma costantemente distribuito e deriva principalmente dalle procedure di
misurazione. SI stima che l’errore non superi localmente i 5 nT. L’interpolazione che ha portato a celle uniformi di 2
km nonché la rappresentazione delle isolinee (metodo della curvatura minima) legate alla riproduzione grafica in
scala, hanno inoltre introdotto alcune approssimazioni, che comunque non hanno compromesso la qualità dei dati.
L’area Cartabbia
Figura 8.8 – Particolare comprendente l’area Cartabbia della carta 1:1'500’000 a colori dei rilievi delle anomalie aeromagnetiche. Si
notino in rosso i confini dell’area di studio. Caratori Tontini, F., Stefanelli, P., Giori, I., Faggioni, O. & Carmisciano, C., 2004. The
revised aeromagnetic anomaly map of Italy. Annals of Geophysics, 47
L’area di studio Cartabbia ricade all’interno di una anomalia magnetica negativa (ca. -30/-40 nT) che
contraddistingue tutta la regione del comasco e del varesotto. Al contrario, si noti più a nord dell’area di studio, nella
regione di Ivrea-Verbano la forte anomalia magnetica data dal cosiddetto Ivrea-body area in cui l’unità del
basamento cristallino, presenta i caratteri della crosta continentale inferiore. Oltre ad una forte anomalia magnetica
(fino a +800 nT), l’Ivrea Body è inoltre responsabile di una forte anomalia gravimetrica nella medesima area.
Le anomalie riportate nella carta in scala 1:1’500’000 indicano unicamente un andamento regionale e sono il
risultato di approssimazioni dovute al calcolo delle curvature minime e alla rappresentazione grafica in scala
1'500’000 dei risultati ottenuti (vedi capitolo Processazione dei dati e metodologia di integrazione). La carta non
permette quindi direttamente di evidenziare con precisione strutture più dettagliate nel sottosuolo dell’area di studio.
I dati utilizzati per l’allestimento della carta delle anomalie aeromagnetiche d’Italia permettono comunque, dopo
essere stati riprocessati, un’analisi in dettaglio dell’area presa in esame. Dati provenienti da ulteriori campagne
aeromagnetiche possono inoltre essere integrati nella banca dati in modo da ottenere risultati ad alta definizione.
I dati sinora acquisiti nell’area di studio provengono dalle campagne magnetiche svolte da Agip tra il 1971 e il 1980,
caratterizzate da una spaziatura tra le linee di 5-10 km e misure ogni 0.05-0.25 km (vedi capitolo Caratteristiche e
organizzazione dei dati). È quindi ipotizzabile l’acquisizione di ulteriori dati aeromagnetici seguendo la metodologia
più accurata adottata da ENI nelle micro-campagne del 2001-2002, caratterizzate da una spaziatura tra le linee di 25 km e misurazioni ogni 0.05 km.
72
8.4
Mac Oil SpA
Perforazioni
Nell’area oggetto dell’istanza, nel corso delle passate campagne esplorative, sono stati perforati due pozzi
esplorativi, entrambi con esito negativo:

Brenno 1 (Petrogeo, 1971, 861m, abbandonato): il pozzo Brenno 1 ha raggiunto 861 m di profondità
raggiungendo di stratificazioni Giurassiche (Lias)

Morazzone 1 (Petrogeo, 1970, 1297m, abbandonato): il pozzo Morazzone 1 ha raggiunto i 1297 m di
profondità all’interno di stratificazioni Oligoceniche
Pozzi esplorativi con well logs disponibili nelle vicinanze dell’area oggetto dell’istanza, forniscono preziose
informazioni sulla situazione geologica, litostratigrafica e sugli obiettivi delle precedenti campagne esplorative. In
italico, riportiamo importanti annotazioni e descrizioni stratigrafiche tratte dai rapporti di perforazione (“well logs”) a
nostra disposizione:

Lisanza 1 (Agip, 1980, 3282m, abbandonato) [ca. 6 km ad ovest dall’area in esame]
Risultati minerari: il pozzo è risultato minerariamente sterile. Il sondaggio era stato ubicato in
corrispondenza di una anomalia gravimetrica positiva che si riteneva causata da un alto strutturale del
basamento porfirico oppure da un alto strutturale dovuto ad intrusioni di rocce magmatiche ma, l’esito del
sondaggio, ha escluso sia l’una che l’altra ipotesi. Infatti il pozzo ha evidenziato la presenza di una serie
sedimentaria ispessita rispetto alle previsioni e con notevole presenza di conglomerati costituiti da grossi
elementi di rocce eruttive, metamorfiche e sedimentarie, quest’ultime appartenenti alle formazioni Medolo,
selcifero Lombardo, Dolomie Conchodon e Dolomia Principale. La presenza di grossi clasti di diversa
natura e di diametro anche superiore ai 20 cm, fa ritenere che il pozzo abbia attraversato una zona di fossa
con più “alti” nelle vicinanze che alimentavano la sedimentazione. L’esclusione di mineralizzazione ad
idrocarburi è stata suggerita da diversi fattori fra i quali le considerazioni geologiche sopra citate, la
mancanza di manifestazioni e la scarsa porosità delle formazioni (vedi carote e DST). Per quanto riguarda
la colorazione acqua dolce e acqua salata, è stata fatta, più che da valutazioni dirette, da considerazioni
geologiche e valori di resistività misurati nelle argille.
73
Mac Oil SpA
8.5 Maggiori scoperte rinvenute
L'attività esplorativa è iniziata nell'area e nelle sue immediate vicinanze, negli anni '70 con la perforazione dei
sondaggi Morazzone 1 (Petrogeo) e Brenno 1 (Petrogeo) che hanno avuto entrambi esito negativo, pur non
raggiungendo gli importanti obiettivi minerari all’interno del triassico medio e superiore. Più di recente l’area in
esame è stata interessata dal permesso di ricerca denominato “Malnate” della società Edison SpA, di cui siamo a
conoscenza degli obiettivi della ricerca ma dei cui esiti esplorativi attualmente non possediamo informazioni.
8.5.1 Campi estrattivi con affinità litologiche
Anche se l'area non ha finora portato a successi minerari di particolare interesse, sulla base dell'analisi dei dati
disponibili e considerando il fatto che le ottime source rocks siano le stesse presenti nell’alto strutturale di
Villafortuna-Trecate, che presenta reservoirs medio-tardo triassici al di sotto della coltre della Gonfolite Lombarda,
visto che la maturità della roccia madre è già stata dimostrata da Greber, Bernoulli, Schumacher e Wyss (1996) e
che le situazioni strutturali siano simili al campo di Villafortuna-Trecate, l’area possiede un buon potenziale
minerario.
Villafortuna-Trecate
Il campo di Villafortuna-Trecate è uno dei più importanti in Italia e uno dei principali giacimenti ad olio onshore in
Europa, nonché uno dei giacimenti di idrocarburi liquidi più profondi al mondo (6200m). Gli idrocarburi si trovano in
rocce carbonatiche mesozoiche fratturate a causa di deformazioni alpine sepolte sotto la Pianura Padana. Gli
idrocarburi si sono prodotti a partire dal Medio Triassico dalle Formazioni di Besano e dai Calcari di Meride. Dal
campo di Villafortuna vengono prodotti oli leggeri (34-42°).
Gaggiano
Le source rocks, le strutture mineralizzate, la profondità degli obiettivi e le caratteristiche degli idrocarburi rinvenuti
al campo di Gaggiano, sono del tutto simili a quanto riscontrato al vicino campo di Villafortuna-Trecate.
Malossa
La maggiore scoperta all’interno dell’area in esame è il Campo di Malossa. Scoperto nel 1973 ha prodotto gas
metano puro al 79,08% con idrocarburi superiori e condensati a 53 API. La profondità di estrazione è variabile dai
5500 ai 6000 metri (pay medio di 300 m e massimo di 580 m) e la trappola è di tipo strutturale, in particolare una
anticlinale fagliata a sua volta sovrascorsa verso sud-ovest e tettonizzata alla fine del Miocene. Il reservoir è
delimitato a sud-ovest e sud-est da due principali faglie. I principali reservoir del campo Malossa sono correlabili alla
Formazione Dolomia Principale (tetto a 5670 m), alla soprastante Formazione Zandobbio (tetto a 5520 m) ed alla
Formazione Maiolica (tetto a 5150 m), risalenti rispettivamente al tardo Triassico, al Giurassico inferiore ed al
Giurassico superiore – Cretacico inferiore. Nel medesimo campo, altre formazioni si sono comunque dimostrate
sede di idrocarburi di interesse industriale, quali, la F.ne Selcifero Lombardo, la F.ne Rosso Ammonitico e la F.ne
Medolo. La source rock del campo di Malossa sono le argilliti scistose e marnose della Formazione Riva di Solto del
tardo Triassico (TOC medio 0.8%, TOC massimo 2.3%) e la generazione di idrocarburi è avvenuta a profondità
anche superiori ai 7000 m durante l’Oligocene-Miocene. Una migrazione “lateral up-dip” ha poi permesso
l’accumulo di idrocarburi nelle formazioni descritte sopra, in quanto la source rock è assente al campo di Malossa. Il
seal superiore è costituito dalla Formazione di Bruntino, costituita da rocce marnose, i seal laterali sono formati da
faglie. A causa della fratturazione della copertura il gas è filtrato anche nelle successioni superiori.
74
Mac Oil SpA
8.5.2 Gas seeps e gas assorbiti
A poche centinaia di metri a nord dall’area in istanza, in
territorio Elvetico, e più di preciso nei pressi del comune di
Stabio e nell’area di Ponte Falloppia, sono stati risconrati
numerosi gas seeps in concomitanza con l’anticlinale di Stabio
(vedi Figura 6.3). Gas disciolti sono osservati in superficie e
risultano essersi generati dal Cretacico superiore fino ad oggi
a partire da rocce-madri Triassiche.
I gas analizzati nei seeps di Stabio hanno un alto contenuto in
Azoto (fino a 82%) e un contenuto di metano dell’ordine del
20-23%. Dalle analisi, il gas in quest’area è di origine
termogenica (vedi Figura 8.10 e Figura 8.11). In particolare a
Stabio, il valore di δ13CCH4 compreso tra -48.5 e -51.7 ‰
PDB è indicatore di source rocks che producono condensati
unitamente ad olio. Ciò dimostra come le source rocks
triassiche, abbiano raggiunto nelle immediate vicinanze
dell’area di studio una buona maturità termica. Maturità
termica che, come dimostrato da Greber, Bernoulli,
Schumacher e Wyss (1996), più ad est, a causa della
complessa e localmente variabile deposizione del Mesozoico,
non viene raggiunta ovunque.
La presenza di seeps nelle immediate vicinanze dell’area in
esame sono un importante segnale della possibile presenza di
accumuli di idrocarburi, in un area solo marginalmente studiata
in passato.
Figura 8.9 – Gas seeps nel Ticino Meridionale (Svizzera) e in
particolare nell’area di Stabio a nord dell’area di studio. Tutti i gas
sono dominati da metano e nitrogeno. Quest’ultimo è attribuito al
contatto con aria ridotta. Normalmente questo gas varia tra 9 e 39%
con l’eccezione di Stabio dove è più alto. Greber, E., Leu, W.,
Bernoulli, D., Schumacher, M.E. & Wyss, R., 1997. Hydrocarbon
provinces in the Swiss Southern Alps-a gas geochemistry and basin
Figura 8.10 – Diagramma dei dati sugli isotopi dei gas seeps e
dei gas disciolti (secondo Whiticar et al., 1986). Tutti i gas seeps
sono d’origine batterica, eccetto i seeps di Stabio (spa) che dove
predomina la componente temogenica. La variabilità è data da
metano prodotto via fermentazione mischiato a metano prodotto
via riduzione di CO2. I gas disciolti hanno subito un’alterazione
batterica e mostrano una composizione degli isotopi simile ai gas
d Stabio. Greber, E., Leu, W., Bernoulli, D., Schumacher, M.E. &
Wyss, R., 1997. Hydrocarbon provinces in the Swiss Southern
Alps-a gas geochemistry and basin modelling study. Marine and
Petroleum Geology, 14/1
75
16 novembre 1994
16 novembre 1994
1 gennaio 1995
1 gennaio1995
Nuovi Bagni 4
Nuovi Bagni 5
S. Pancrazio*
Nuovi Bagni*
Stabio
s2
s3
s4
s5
s8
s9
s13
Ponte Falloppia
PI
P2
P3
P4
Campione
P4
Stabio
s2
s3
s4
s5
s8
s9
s13
Ponte Falloppia
P1
P2
P3
13.2
-
-
11.9
12
15.99
N2
-
-
63.7
63
82.65
64.9
vol.%
CO2
H2
Ar
H2S
CH4
0.08
0.53
0.2
0.23
0.09
0.9
-
-
0.95
0.73
-
0.42
-
-
-
-
-
4
- 303
0.81
0.83
0.86
0.7
<IO
43
ppm
4.5
3.5
0.8
2
22.4 <IO0
0.2
0.2
<IO0
<IO0
<IO
<l
ppm
-49.7
-49.5
-50.4
-48.4
-
-49.4
‰ PDB
‰ PDB
-
-
-
-
-
-23
-
-
-30
-
-
-161
‰ PDB
C2H6 C3H8 δ13 C(CH4) δ13 C(C2H5) δ13 C(C3H8)
23.2 <IO0
0.4
20
vol.% vol.% vol.% ppm vol.%
δD(CH4)
-188
-193
-
-178
-
-186
‰ SMOW
-
-
-
-
-11
‰ PDB
δ13 C(CO2)
6.74
4.33
7.37
5.54
6.55
10.73
6.73
7.84
8.29
10.83
13.73
0.08
0.1
0.01
0.19
0.03
0.08
0.01
0.13
0.01
0.36
1.2
4.95
2.78
3.68
4.85
3.19
5.18
3.05
4.91
3.81
8.68
13.77
1.48
0.48
1.05
0.83
0.83
1.18
0.8
1.81
1.05
1.15
1.49
1.19
0.43
0.92
0.74
0.83
1.32
0.73
1.52
0.89
1.27
2.07
0.01
0.02
0.02
0.03
0.01
0.02
0.01
0.06
0.01
0
0.37
0.74
0.33
0.43
0.48
0.39
0.57
0.31
0.92
0.41
0.53
1.69
0.49
0.3
0.25
0.7
0.24
0.53
0.17
0.79
0.22
0.88
2.24
7.2
12.8
7.8
8.3
9
5
9
6.4
7
3.9
2.2
2507.5
1248.1
4961.7
508.1
1384.2
114.6
22.2
365.6 207.8
279.8 2167.2
166.1 266.7
240.4 353.2
251.3
201.9
347.6
232.9
428.6
135.1
334.5
350.3
312.8
710.3
91.4
252.3
30.7
9.3
0.8 18.5
1.3 347.2
2 32.1
1
53
1.5
3.7
0.7
3
0.6
1.6
1.4
0.6
0.9
1.6
0.8
2.2
3.4
0.8
2.1
0.5
1.4
1.1
17.4
254.4
41.2
57
250.1
221.2
472.1
83.9
170.1
36.1
13.7
4
95.6
9.3
22.5
86.2
66.4
163.7
40.8
61.6
6.3
2
3.6
83.3
8.3
18
86.1
74.4
148.5
34.1
52.1
6.9
2.7
0.2
1.8
0.4
0.2
1.7
1.3
1.9
1.7
0.8
0
0.6
3.3
49.1
6.7
13.9
50.3
39.8
78.2
25.8
30.1
3.6
2.8
3.1
28.6
9.7
9.2
30.6
36.8
44.1
22.2
16.4
6
3.7
259.3
3029.4
378
528.8
3366.5
2007.9
6582
813.1
1968.7
207.2
59.5
Sample Metano Etene Etano Propene Propano i-Butano n-Butano 2.2 DMPr i-Pentano n-Pentano Somma
weight g ppb
ppb
ppb
ppb
ppb
ppb
ppb
ppb
ppb
ppb
ppb
0.13
0.19
0.03
0.37
91.05
86.23
86.28
84.2
0.03
0.14
0.01
0.27
0.02
0.62
2.27
87.89
80.26
88.18
81.74
85.28
75.69
61.16
-40.3
-37.3
-45.1
-37.7
-42.9
-33.6
-46.3
-39.2
-46.3
-40.3
-30.5
-117
-125
-137
-125
-162
-143
-152
-132
-166
-124
-122
-38.8
-39.2
-
-35.9
-36.6
-36.9
-34.7
-36.5
-
-32
-31.9
-
-32.1
-32.5
-32.1
-31.5
-31.2
-
Metano Etene Etano Propene Propano i-Butano n-Butano 2.2 DMPr i-Pentano n-Pentano C1/(C2+C3) δ13 C(CH4) δ D(CH4) δ13 C(C2H8) δ13 C(C3H8)
HC% HC% HC%
HC%
HC%
HC%
HC%
HC%
HC%
HC%
‰ PDB
‰ SMOW
‰ PDB
‰ PDB
21 luglio 1994
Campione
14 giugno 1993
Nuovi Bagni 1
O2
vol.%
Data
campionatura
Nuovi Bagni 3
Stabio
Campione
Mac Oil SpA
Figura 8.11 – Composizione dei gas rinvenuti nei seeps del Canton Ticino, in particolare quelli di Stabio e di Ponte Faloppia, poche centinaia di metri a nord
dell’area in esame. Greber, E., Leu, W., Bernoulli, D., Schumacher, M.E. & Wyss, R., 1997. Hydrocarbon provinces in the Swiss Southern Alps-a gas
geochemistry and basin modelling study. Marine and Petroleum Geology, 14/1
76
Mac Oil SpA
9. POTENZIALE MINERARIO
9.1
Inquadramento generale
Le principali scoperte di olio in Italia hanno sempre seguito progressi in ambito tecnologico e geologico. Nel bacino
della valle del Po numerosi campi a gas sono stati individuati nelle formazioni pliocenico-pleistoceniche. Questi
giacimenti sono stati in gran parte scoperti tra gli anni 1950 e 1960 grazie a rilievi sismici a riflessione. Le tecniche
di sismica moderne permettono una migliore risoluzione, facilitando così la ricerca di nuovi giacimenti. Numerosi
“bright-spot” sono stati individuati grazie a queste tecniche. L’ubicazione e la trivellazione dei pozzi segue l’accurata
analisi dei rapporti sedimentologici e strutturali evidenziati dalla sismica. L’utilizzo di tecniche gravimetriche
permette inoltre una migliore stima qualitativa dell’estensione dei reservoirs a gas. La metà delle riserve è stata
scoperta a partire dal 1984. Le riserve scoperte ad oggi sono distribuite nell’ordine del 60% nella zona d’avanfossa
e del 40% in quella di catena. Sino ad ora sono stati estratti 850 MMbbl (“million of barrels”), dei quali il 90% da
giacimenti nella zona d’avanfossa. Nella zona d’avanfossa l’esplorazione al top dei carbonati è considerata da
alcune fonti matura.
Il potenziale dell’area è principalmente associato a reservoirs intra-carbonatici. Le scoperte sono raggruppate in tre
intervalli stratigrafici principali: la piattaforma Liassica, la piattaforma Norica e il Triassico medio (nella Pianura del
Po, in Lombardia e nelle Alpi Meridionali). Studi recenti dimostrano la presenza di un seal medio Giurassico nei
calcari di piattaforma che rende possibile l’accumulo di idrocarburi. I profili di maturità delle successioni dei bacini
sedimentari delle Alpi Meridionali e dell’Avampaese Padano, unitamente ai risultati di recenti modelli geochimici,
dimostrano che le source rocks del Triassico medio-superiore hanno localmente raggiunto alti gradi di maturità già
nel corso del Mesozoico. Dove i targets sono caratterizzati da strutture Alpine Terziarie è necessaria un’analisi
accusata del momento di generazione e esplulsione degli idrocarburi. La distribuzione regionale della maturità della
roccia madre è controllata in queste aree dal ricoprimento sedimentario durante il periodo distensivo Norico-Liassico
e da alti regimi di flusso calorico. Nelle aree dove il ricoprimento Norico-Liassico era ridotto (alti strutturali Liassici) le
source rocks hanno mantenuto l’intero potenziale di generazione di idrocarburi sino alla messa in posto di importanti
ricoprimentii sedimentari nel Neogene-Quaternario come i depositi d’avanfossa Appenninica nel Bacino del Po
oppure il retroscorrimento della Gonfolite Lombarda nella parte occidentale delle Alpi Meridionali.
9.2
Potenziale residuo
Le valutazioni sul potenziale residuo italiano divergono da un minimo di 850 MMbbl di olio stimati dall’ENI (ente
nazionale idrocarburi) sino ad un massimo di 3750 MMbbl di olio stimati da Enterprise Oil. Queste differenze sono
dovute in gran parte a diverse metodologie di valutazione. Il servizio geologico statunitense (Figura 9.1) nell’anno
2000 ha valutato le riserve a probabilità media del sistema petrolifero Meride / Riva di Solto della Provincia del
Bacino del Po a circa 360 MMbbl di olio e 1698 MMbbl di gas. Il sistema petrolifero Porto Garibaldi, sempre nella
zona d’avanfossa della Pianura Padana, presenta secondo lo stesso studio statunitense riserve medie di idrocarburi
gassosi pari a 16267 MMbbl.
77
Mac Oil SpA
Figura 9.1 – Valutazione delle riserve del sistema petrolifero Meride / Riva di Solto e Porto Garibaldi. MMbbl=milioni di barili di olio; BCFG=miliardi di “feet“ cubi
di gas; MMBNGL=milioni di barili di gas naturale liquido. Le stime sono calcolate per diversi valori di probabilità (tenendo conto di geologia e accessibilità). Nel
caso di giacimenti gassosi, tutti i liquidi sono inclusi in NGL (“natural gas liquid“). Le stime del sistema petrolifero Marnoso-Arenacea sono contenute in quelle
del sistema petrolifero Porto Garibaldi. F95=95% di probabilità di trovare la riserva specificata nella tabella (F50=50%di probabilità; F5=5% di probabilità).
USGS Assessment Team, 2000. U.S. Geological Survey World Petroleum Assessment 2000 – Description and results. USGS
9.3
Potenziali reservoirs
L’area di studio, localizzata nella parte occidentale delle Alpi Meridionali, si situa nel punto d’incontro di due sistemi
tettonici, le Falde Orobiche e il sistema profondo Ivrea. Le Falde Orobiche sono di tipo thin-skinned, nel senso che il
loro basamento coinvolge unicamente pochi chilometri della crosta a tetto; il sistema Ivrea è invece
eccezionalmente thick-skinned e contiene rocce di tutta la crosta incluse le rocce di transizione verso il mantello.
Visto che non vi sono sedimenti a separare questi due basamenti Alpini risulta assai difficile determinare con
precisione il contatto tettonico.
Obiettivo della ricerca sono le rocce Triassiche che nella parte settentrionale dell’area di studio giacciono su due
livelli tettonici distinti corrispondenti alla Falda Orobica Superiore e alla Falda Orobica Inferiore. L’analisi dei profili
sismici S7 e S6 del progetto di ricerca NRP20 (Swiss National Research Project 20) ha permesso di caratterizzare
le principali strutture presenti nel sottosuolo. I depositi Triassici della falda superiore giacciono vicino al valico
Svizzero del Gaggiolo ad una profondità stimata attorno a 1500 metri, mentre la base del livello Triassico più
profondo, appartenente alla Falda Orobica Inferiore, giace in questa località ad una profondità di circa 3200 metri.
Nella parte meridionale dell’area, in corrispondenza del pozzo Lisanza 1, le sequenze Triassiche sono assai più
profonde. L’analisi dei dati di pozzo unitamente ai dati litostratigrafici regionali suggeriscono una giacitura del
Triassico della Falda Orobica Inferiore ad una profondità superiore ai 5000 metri. Lungo un profilo N-S si verifica
quindi una grande variabilità della profondità della sequenza Triassica.
Il sistema petrolifero Meride / Riva di Solto presenta nell’area due ottime source rocks Triassiche con un elevato
potenziale di generazione di idrocarburi pari a 3.3 sino a 4 t HC/m²: 1) gli scisti del Triassico medio della
Formazione di Besano (Zona Limite Bituminosa), che presentano valori medi TOC di oltre il 4% e valori massimi
superiori al 35%; 2) le rocce carbonatiche dei Calcari di Meride con uno spessore di oltre 650 metri e un valore
medio di TOC del 0.8%.
78
Mac Oil SpA
Il sistema petrolifero si situa all’interno della sequenza sedimentaria Mesozoica e comprende due reservoirs
Triassico-Liassici: un reservoir inferiore, risalente all’Anisico (Triassico medio), rappresentato dalle dolomie di facies
da peritidale a subtidale del Monte San Giorgio, chiuse a tetto dai calcari scistosi e tufacei della Formazione di
Besano che funge da seal; e un reservoir superiore risalente al Triassico superiore – Liassico che comprende tre la
Dolomia Principale, il Calcare Campo dei Fiori e la Dolomia Conchodon, chiuse a tetto dai calcari scistosi del
Gruppo Medolo che fungono da seal.
L’area di studio faceva parte nel periodo compreso tra Norico e Liassico dell’Alto strutturale d’Arbostora e
presentava all’epoca un ridotto ricoprimento sedimentario. Per questo motivo le source rocks della Falda Orobica
Superiore hanno mantenuto l’intero potenziale di generazione di idrocarburi sino alla messa in posto di oltre 2000
metri di Gonfolite Lombarda avvenuto lungo un retroscorrimento nel corso del Tortoniano (Miocene superiore). La
generazione di idrocarburi all’interno della Falda Orobica Inferiore fu invece prestiva e correlata alla messa in posto
della Falda Orobica Superiore.
I gas seeps scoperti nelle vicinanze dell’area di studio in territorio svizzero dimostrano un origine termogenica del
gas e un’affinità con la source rock sapropelitica con cherogene di tipo II della Zona Limite Bituminosa (Formazione
di Besano) e dei Calcari di Meride. Le analisi geochimiche e i modelli di maturità di Greber et al. (1997) dimostrano
una maturità Ro di 0.7-0.8 % delle source rock della Falda Orobica Superiore nella parte settentrionale dell’area.
Regionalmente ci si attende inoltre un aumento del grado di maturità della roccia madre verso sud e verso SE da
ricondurre a ricoprimenti sedimentari viepiù importanti nella medesima direzione.
Le seguenti formazioni sedimentarie sono l’obiettivo principale della ricerca e risultano potenzialmente interessanti
dal profilo minerario:



le dolomie di facies da peritidale a subtidale del Monte San Giorgio risalenti all’Anisico (Triassico medio);
le dolomie e i calcari dolomitici massicci della Dolomia Principale (Triassico superiore), i depositi marini
lagunari e di basso fondale della formazione Calcare Campo dei Fiori (Triassico superiore) e le dolomie
calcaree di colore grigio-nocciola a tessitura grossolana della Dolomia Conchodon (Triassico superiore –
Liassico inferiore);
le unità sedimentarie a tetto della Falda Orobica Inferiore al disotto della discontinuità tettonica con la
Falda Orobica Superiore.
Nella parte meridionale dell’area l’obiettivo minerario mesozoico risulta molto profondo ed esplorabile unicamente in
situazioni favorevoli di alto strutturale.
Roma, 16.07.2009
James Fitzsimons
Presidente del Consiglio di Amministrazione di Mac Oil SpA
79

Relazione Tecnica - www silvia regione lombardia

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