APPUNTI DI GEOLOGIA REGIONALE a cura del Prof. Raimondo Catalano

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Nota

11 - PALEOGEOGRAFIA DELLA REGIONE PERIADRIATICA

11.1 - TENTATIVO DI RICOSTRUZIONE PALINSPASTICA DEL PROMONTORIO AFR

TENTATIVO DI RICOSTRUZIONE PALINSPASTICA DEL PROMONTORIO AFRICANO (ADRIA O APULIA). Un insieme di catene montuose circonda l’Adriatico attuale dalla Sicilia all’Appennino fino alle Alpi meridionali, le Dinaridi e le Ellenidi. L’evoluzione geologica di questa regione è molto complessa e le fasce orogeniche mostrano diversi cambiamenti nella vergenza e nel raccorciamento; in ogni caso qualsiasi soluzione scegliamo per risolvere il problema dell’originaria geografia (Paleogeografia) di questa regione deformata non può essere spiegata soltanto con la retrodeformazione delle strutture impilate nella supposta originaria posizione, a causa del fatto che spesso segmenti di catena adiacenti si andrebbero a sovrapporre (lateralmente). L’analisi di facies a scala regionale suggerisce un’evoluzione polifasica del margine continentale mesozoico, la cui forma dovrebbe essere molto più semplice di quella disegnata dall’andamento delle attuali catene montuose. La carta palinspastica di figura 11.1 che è stata disegnata sulla base di un numero di sezioni geologiche e palinspastiche costruite in vari settori della catena periadriatica riporta l’ipotetica forma originaria di Adria (o Promontorio Africano), alla fine del Triassico. La storia cretacica e terziaria del margine continentale periadriatico (Adria, Channell et al., 1979, D’Argenio et al., 1980) non può essere compresa senza mostrare le importanti correlazioni con la storia più antica della regione, e quindi occorre tornare a schematizzare questi stadi evolutivi della regione di Adria.      a) fig. 11.1a    b) fig. 11.1b     fig. 11.1c      d) fig. 11.1d   fig. 11.1a-d –a) Paleogeografia del Triassico sup. basata su ricostruzioni palinspastiche attraverso la catena Periadriatica. 1 = Aree emerse, 2 = Evaporiti con associati Carbonati, 3 = Piattaforme Carbonatiche, 4 = Depositi di Bacino, 5 = Localizzazione approssimata dell’asse di rifting oceanico del Giurassico; b) Sezioni (indicate in fig. 8.1a) del Trias med. (Ladinico); c) Sezioni (indicate in fig. 8.1a) del Trias sup. (Norico); d) Sezioni (indicate in fig. 8.1a) del Giurassico sup..

11.1.1 - Fasi precedenti di rifting.

La storia di Adria inizia nel Giura quando un vero rifting oceanico ruppe il continente; è questa una caratteristica paleogeografia che si continua nel Cretaceo e poi nel Terziario; prima dello sviluppo di questo rifting oceanico, altri episodi di rifting continentale permisero la rottura crostale e l’assottigliamento, la formazione di magmatismo e la sedimentazione continentale e marina differenziata. Questo intervallo va dal tardo Permiano al Giura inferiore (fig. 11.2 ).     fig. 11.2 - Sezioni ipotetiche di aree della Tetide continentali ed oceaniche nel caso delle Alpi occidentali (sezione superiore) e degli Appennini (sezione in basso) (Gilse et al. 1970). Le crocette indicano la crosta continentale, i punti il mantello superiore e la crosta oceanica. Questo modello mostra come la tettonica distensiva nel Mesozoico abbia dato origine ad aree con crosta oceanica (zona del Piemonte e delle Alpi centrali ed occidentali) ed aree con crosta continentale assottigliata o non assottigliata. Nelle aree oceaniche sono mostrati i microcontinenti.   Il rifting tra Africa ed Europa cominciò nel Trias nella parte più orientale di Adria e si propagò verso Ovest, per raggiungere la Sicilia nel Trias medio; durante questo periodo un sistema  bacini intracontinentali attraversò il Pangea. Il sistema di separazione raggiunse la parte atlantica della Tetide durante il Lias, ma solo alla fine del Lias fu stabilita una connessione tra i Caraibi ed il Mediterraneo. Le sezioni-tipo ricostruite lungo il rifting triassico (Fig. 11.1a), mostrano un bacino allungato caratterizzato da depositi terrigeni tra il Trias inferiore ed il medio, che evolvono tra il Trias medio e superiore, verso carbonati pelagici con selce; le aree bacinali erano distribuite più o meno simmetricamente rispetto ai margini delle piattaforme carbonatiche caratterizzate da depositi di mare basso, da depositi di scogliera e dai sedimenti evaporitici;  La deposizione in aree epicontinentale delle facies di mare basso è caratterizzata da una dolomitizzazione precoce e dallo sviluppo di evaporiti, anche se i depositi marini del Trias inferiore sono piuttosto diffusi verso est solo nelle Alpi meridionali e nelle Dinaridi. Lo stadio di rifting continentale è testimoniato dalla presenza di basalti alcalini furono riprodotti lungo il sistema di bacino nell’Appennino. Relitti di questi bacino sono conosciuti nella costa tirrenica da Punta Bianca (nei pressi di La Spezia) dove la facies bacinale triassica può essere stata legata a facies simili nell’Appennino meridionale, direttamente o per mezzo di depositi medio-Triassici descritti nella Sardegna centrale. Sedimenti di bacino del Trias medio sono conosciuti lungo l’attuale fascia dinarico-ellenica. La tettonica ladinica può aver cambiato questa paleogeografia inducendo compressione, sollevamento ed erosione e perciò interrompendo (?) in molti posti i possibili legami con le aree bacinali precedentemente esistenti. Evidenza di questo regime compressionale  è stato trovato nel vulcanismo calcalcalino delle Alpi meridionali dinariche, nei depositi terrigeni (Flysch Carnici), come anche nelle faglie inverse precarniche delle Alpi meridionali. Durante il tardo Triassico evaporiti e carbonati si diffusero sui lati del bacino, sia in Sicilia sia nell’Appennino; questa distribuzione delle facies rassomiglia a quello presente nei domini Alpino-Carpatico Dinarico-Ellenico di età Trias medio. Nello stesso tempo, calcari selciferi pelagici ad Halobia si depositarono nei bacini, indicando la loro interconnessione mentre l’attività vulcanica era meno accentuata sebbene non completamente assente.      fig. 11.3 -  Esempio di paleogeografia di Apulia, secondo Dercourt et al. (1986).   fig. 11.4 – Esempio di paleogeografia della Tetide secondo Ricou (1996).

11.1.2 - Sviluppo del margine periadriatico durante il Giurassico.

Il rifting oceanico giurassico (che fu generalmente parallelo e a volte coincidente con l’asse del rifting del Trias inferiore) cominciò nella parte orientale della regione e migrò verso Ovest, allo stesso modo del più antico rifting continentale e fu legato con la parte centrale dell’Atlantico alla fine del Lias (Fig. 11.1). Uno dei più importanti eventi sedimentologici nella regione periadriatica fu la transizione da un andamento più  o meno simmetrico dei carbonati di mare basso sui due lati del solco triassico rispetto ad un andamento asimmetrico della distribuzione della facies durante il Lias, come risultato di un salto verso Nord dell’asse del rifting e l’inizio di un espandimento oceanico. La posizione di questo asse di deriva fu tale che tutti i domini sedimentari marini del Trias furono quasi interamente inglobati nel margine meridionale della Tetide. Dal Lias, nel margine continentale di Adria o Promontorio  Africano, continuarono a svilupparsi piattaforme carbonatiche e bacini, spostati progressivamente verso l’interno del continente, con la crescita di nuovi bacini fino al Cretacico medio (ad es. in Appennino); uno sviluppo sincrono del margine continentale mesozoico avvenne attraverso una fascia che oggi corrisponde a diversi  segmenti che si sviluppano in Sicilia, Appennino meridionale, Appennino settentrionale, Alpi meridionali, e Dinaridi (fig. 11.5).    fig. 11.5 – Evoluzione paleotettonica del margine meridionale della Tetide nell’area dell’Appennino centro-settentrionale.   L’evoluzione tettono-sedimentaria individuata durante il Giura e il Cretaceo per l’Appennino meridionale e quello settentrionale vede lo sviluppo di nuovi bacini dalle precedenti piattaforme carbonatiche a spese dei preesistenti margini di piattaforma. I margini così neoformati ebbero abbondanti depositi di scarpata; ciò fu dovuto al progressivo collasso tettonico dei margini di piattaforma, lungo i quali non sono preservate le scogliere. Sulle piattaforme carbonatiche persistette una sedimentazione di laguna di retroscogliera, mentre i bacini ricevevano depositi calcareo-pelagici, con spesse intercalazioni bioclastiche provenienti dalle adiacenti piattaforme. I depositi bacinali del Giura sono spesso silicizzati, e vere e proprie radiolariti sono presenti nelle sequenze. Durante il Cretacico medio, dall’Albiano al Cenomaniano medio, nell’Appennino meridionale l’estesa emersione di piattaforme carbonatiche produsse  livelli bauxitici; allo stesso tempo altrove ci fu  una drammatica  riduzione dei domini di piattaforma dovuti alle faglie sinsedimentarie e i bacini diventarono più larghi, occupando le regioni che fino a poco tempo prima erano stati margini di piattaforma. Così si accumularono durante il Giura e il Creta spessi depositi di calcari di retroscogliera, mentre diminuirono vistosamente, durante il Giura, la dolomitizzazione legata ai fenomeni di diagenesi precoce, e l’estensione delle aree supratidali. Questi cambiamenti corrispondono a) ad una diminuzione dell’attività biologica, come risultato di una più intensa circolazione oceanica, poiché durante il Mesozoico, la Tetide si espandeva, e b) alla formazione di nuovi bacini, che tagliavano le aree di piattaforma (fig. 11.6).      fig. 11.6 – Paleogeografia della Piattaforma Periadriatica nel Cretaceo sup.; A = Adria, B = Bahamas; CA = Atlantico Centrale; D = Dinaridi; EM = Mediterraneo Orientale; M = Maiella; PL = Oceano Liguro-Piemontese; Y = Yucatan.   Aree bacinali si svilupparono a partire dal Giura nell’Appennino settentrionale con l’abbassamento di larghi settori della piattaforma carbonatica triassico-liassica. Questi bacini furono separati durante il Giura, da seamounts, allungati secondo una certa direzione,  e caratterizzati  da sedimentazione condensata. Frequenti intercalazioni bioclastiche sono presenti nelle successioni di bacino fino al Terziario inf. Dal Cretaceo inferiore, l’estensione topografica dei seamounts  diminuisce accentuando il contrasto con la situazione dell’Appennino meridionale. Nell’Appennino meridionale si creò uno sviluppo iniziale di piattaforma carbonatiche, che persistettero dal Trias fino alla fine del Mesozoico; una simile evoluzione avvenne nelle Dinaridi esterne dove analoghe sequenze di piattaforme carbonatiche si svilupparono nella regione della Dalmazia. La ricostruzione palinspatica per questi sedimenti periadriatici mostra un’immagine simmetrica di quella trovata nell’Appennino meridionale con caratteristiche analoghe sia sedimentologiche che paleogeografiche. Un tipo differente di evoluzione caratterizza l’Appennino settentrionale con uno sviluppo iniziale di piattaforme carbonatiche molto estese e depositi evaporitici; queste aree di mare basso generalmente non sopravvivono al Giurassico; larghi settori furono fagliati, abbassati e ricoperti da sedimenti di bacino mentre altri settori rimasero come piccole piattaforme carbonatiche che più tardi rapidamente andarono in subsidenza al di sotto della zona fotica, sviluppando facies sedimentarie di alto pelagico. La porzione siciliana del margine continentale è molto simile a quella dell’Appennino meridionale. Una sezione di ricostruzione palinspastica attraverso la Sicilia occidentale può essere comparata con quella ricostruita nell’Appennino settentrionale. Eccetto che per il Triassico quando la Sicilia e l’Appennino settentrionale erano caratterizzate da una paleogeografia più complessa.

11.1.3 - La deformazione del margine continentale periadriatico.

Nella Catena periadriatica la deformazione coinvolse differenti settori in tempi successivi. Secondo alcuni A.A., esiste una relazione tra la deformazione della regione Periadriatica (che si sarebbe mossa coerentemente con l’Africa) ed i movimenti relativi tra Africa ed Europa. Le rocce ofiolitiche delle catene periadriatiche mostrarono un’età Giurassica e sono  interpretate come residui dell’Oceano della Tetide. Quest’ultimo formatosi in seguito all’apertura prodottasi per i movimenti verso Sud-Est dell’Africa relativamente all’Europa in corrispondenza della fase iniziale di apertura dell’Atlantico centrale. Verso la fine del Giura (148 Ma) ebbe inizio un movimento transpressivo destro dell’Africa relativo all’Europa; questa variazione della direzione del movimento coincide con la fase originaria della deformazione che avvenne nelle Dinaridi, nelle Ellenidi e nei Carpazi. L’evento coincide con l’inizio della fase di deriva del Nord Atlantico che si pensa essere avvenuto tra i 90 ed i 95 Ma. Un’altra importante fase della deformazione tettonica avvenne nella regione Periadriatica nel Cretacico medio. L’attuale forma del margine continentale di Adria è il risultato di due differenti tipi di deformazione: una subduzione oceanica e una susseguente collisione continentale. Queste deformazioni avrebbero dato forma agli orogeni con aree caratterizzate da tettonica  distensiva sul lato concavo ( per riassumere le attuali conoscenze sulla paleogeografia della regione periadriatica vengono proposte in fig. 11.9 una serie di carte paleogeografiche che chiariscono questa complessa evoluzione)  fig. 11.7 – Evoluzione dal Giurassico-Cretacico al Pliocene med. attraverso ricostruzioni palinspastiche lungo il profilo Mar Ionio – Provenza.   a) Fig. 11.8 a) - Paleogeografia globale nel Trias sup.;   b)  2 Paleogeografia della Regione Mediterranea nel Trias sup.;   c   c) Paleogeografia della Regione Mediterranea nel Giurassico inf.   d) d) Paleogeografia della Regione Mediterranea nel Giurassico med.   e) e) Paleogeografia della Regione Mediterranea nel Cretacico inf. f) f) Paleogeografia della Regione Mediterranea nel Cretacico med. g) g) Paleogeografia della Regione Mediterranea nel Cretaceo sup. – Terziario inf.. h) h) Paleogeografia della Regione Mediterranea nell’Eocene. i) i) Paleogeografia della Regione Mediterranea nell’Oligocene sup. – Miocene inf.. l) l) Paleogeografia della Regione Mediterranea nel Miocene sup.. l) – Evoluzione paleogeografica della Tetide dal Trias sup. al Miocene inf.. Fig 11.9   Fig 11.10     Fig 11.11    Fig 11.12     Fig 11.13  fig 11.14     fig 11.15 fig 11.16  fig 11.17    fig 11.18   fig 11.19        fig 11.20

11.2 - ANATOMIA DI UN MARGINE CONTINENTALE DELLA TETIDE

Nei margini continentali distali, al di là dell'influenza della piattaforma carbonatica di tipo Bahamas, la sommersione del margine sempre più deperito (?) portò alla deposizione di sequenze pelagiche, la cui facies era principalmente determinata dalla sommersione, ed inoltre una persistente fagliazione sinsedimentaria, che aumentava ulterioremente la profondità dell'acqua ed i cambiamenti di ambiente di ampio oceano.La profondità dell'acqua in aumento si riflette anche nelle sequenze pelagiche che ricoprono plateau non-vulcanici e seamounts. (Plateau di Trento; Sicilia occidentale, Appennino Umbro) che furono sommersi soltanto durante la loro evoluzione successiva, Lias sup. al Giura medio .Nelle aree bacinali (e.g. Bacino Lombardo) la profondità alla fine dell'apertura (Lias medio-sup.) era dell'ordine di 1000 metri (Winterer and Bosellini,1981) , e dal Lias medio al Giura medio la topografia creata dall'apertura fu quasi livellata da depositi di bacino, emipelagici e di correnti di gravità. Comunque, locali lacune stratigrafiche, limitate aree di facies pelagica condensata e più superficiale e sedimenti pelagici ridepositati suggeriscono il persistere di una morfologia marina addolcita nel bacino durante il Giura ed il Cretaceo inferiore. In molti dei bacini in distruzione? lungo i margini continentali della Tetide (Zona subbetica della Cordigliera Betica, Alpi meridionali, falde Austro-Alpine, Appennini le Ellenidi Ioniche) il modello globale delle: facies carbonatic­he osservate nei sedimenti pelagici, suggerisce un graduale affondamento durante il Giura, culminante finalmente con la sommersione del margine distale sotto la profondità di compensazione della calcite. Sedimenti di bacino di syn-rift degradano attraverso i calcariemipelagici e le marne in calcari marnosi rosso-nodulari con impronte interne di fragmoconi di cefalopodi originariamente aragonitici (Facies marnosa del Rosso Ammonitico di età Lias medio-sup.) che sono a loro volta seguiti da calcari con nannofossili conbivalvi pelagici e radiolari ma senza tracce di fossili aragonitici e finalmente da calcilutiti silicee e selce radiolaritica stratificata priva di carbonati di età Giura superire. Alcune di queste facies Giurassiche, particolarmente i calcari rosso-marnosi (Rosso Ammonitico, Rosso ad aptici del Giura inf.) sono molto simili difatti ai sedimenti oceanici del Giura Inf. dell'Atlantico centrale (Cat GapFormation , Jansa et al., 1979; Bernoulli,1972). Durante il Giura sup. un cambiamento di un vasto bacino da radiolariti e calcari rossi ricchi in radiolari a calcare bianco con nannofossili (Maiolica) è interpretato come un drastico cambiamento da un piccolo oceano con acque superficiali molto fertili ad un bacino più ampio dominato da una circolazione rotatoria e flore a coccolati più tol­leranti (Weissert,1979). Questo cambiamento da radiolariti a maiolica è registrato anche nelle sequenze oceaniche ed era accompagnato da una depressione a vasto bacino della profondità di compensazione della calcite da meno di 2500 m a 4 Km o più (Bosellini e Winterer,1975). Il calcare bianco a nannofossili della formazione Maiolica è una delle facies più diffusa nel sistema Tetide-Atlantico. Si trova a Cuba, nel profondo Atlantico centrale (Blake-Bahama Formation, Jansa et al.1979, Bernoulli 1972, Robertson e Bernoulli 1981), e lungo la fascia Alpina mediterranea dalla Spagna ai Carpazi. Grecia e più oltre (Bernoulli e Jenkyns, 1974). Argille nere , laminate di origine organica intercalate nella superiore Formazione Maiolica, nelle marne emipelagiche Aptiane­Albiane (Scaglia variegata; Marne a fucoidi) e nel calcare pelagico del Cretaceo sup. (limite Cenomaniano-Turoniano) registrano periodici eventi anoxici nelle acque profonde dei margini sommersi della Tetide (Jenkyns 1980; Graciansky 1981). Questi eventi possono essere correlati con quelli registrati nell'Atlantico Cretaceo e riflettono momenti di povera circolazione oceanica. L'approfondimento dei margini è registrato anche nelle sequenze pelagiche deposte sugli alti intrabacinali, sui plateaus e seamounts. Sequenze tipiche (e. G.Plateau di Trento; fig. A, Sicilia occidentale) comprendono, su una piattaforma carbonatica sommersa del Lias medio, biosparite a stratificazione incrociata, di crinoidi e bivalvi pelagici depositatesi in onde di sabbia sottomarine (Lumachella a Posidonia alpina del Giura medio), calcari pelagici rossi condensati con modelli (impronte) di arnmoniti (Rosso Ammonitico calcareo, Giura sup.) e finalmente calcari bianchi a nannofossili (Maiolica, Cretaceo inf.) (Bernoulli e Jenkins 1974). L'approfondimento dei seamounts è anche riflesso nel contenuto clastico dei risedimenti in un bacino adiacente, che degrada da Turbiditi con materiale di piattaforma in risedimenti a Crinoidi e puramente pelagici. Con il Giura sup., alla fine della deposi­zione della radiolarite, la profondità dell'acqua nei margini continen­tali distali era circa 2500 m (Winterer e Bosellini 1981). Un ragionamento circostanziale (Bosellini e Winterer 1975, Bernoulli et al. 1979b, Winterer e Bosellini, 1981) suggerisce che la profondità di compensazione della calcite era ristretta a questa profondità durante il Giura sup. Ciò può essere dovuto al tipo di circolazione del piccolo bacino oceanic9 all'alta produttività organica nelle acque superficiali e al fatto che molto carbonato di calcio era limitato nelle piattaforme carbonatiche di tipo Bahamas, con una probabile significativa influenza sulla raccolta (bilancio) carbonatica. Durante il Cretaceo inferiore margine continentale distale si approfondì fino ad una profondità di pochi Km, come mostrato dall'invasione (espansione) della facies oceanica profonda su molte parti verso l'oceano del margine. Il rinvenimento di argille nere del Cretaceo inf. che sì pensa si siano deposte sotto la profondità di compensazione della calcite, in unità tettoniche derivate dalle parti più distali del margine (argille Palambini) suggerisce una profondità dell' acqua dell'ordine di 4 Km. Approfondimento isostatico del margine continentale fino a questa profondità suggerisce chiaramente un assot­tigliamento e raffreddamento crostale; ci sono, comunque, fino ad ora soltanto dati petrologici e radiometrici molto limitati per sorreggere tali ipotesi.

11.2.1 - SEDIMENTI OCEANICI

Nella Tetide occidentale, seguendo l'apertura e parallelamente alla sommersione del margine continentale distale, avveniva la formazione di crosta litosfera e oceanica. I sedimenti oceanici più vecchi nell'oceano della Liguria-Piemonte sono generalmente selce radiolaritica e fanghi silicei, che sono intercalati lungo la loro base con lave a pillow e arenarie ofiolitiche. L'età delle radiolariti è poco stabilita; comunque un'età Giura medio-sup. è suggerita da un'età radiometrica Lias sup.-Giura medio nelle ofioliti e dal sovrastante calcare anannofossili (Maiolica) del Berresiano e Valangiano. Questi calcari nannofossili del Cretaceo inf.; che ovviamente registrano un abbassamento a vasto bacino della profondità di compensazione della calcite passano verso l'alto e lateralmente in una sequenza di argilliti e calcari silicei. (ridepositati); (argille di Palombini, Barresiano ad Albiano). Miscugli sedimentari, olistostromi con vasti olistoliti di rocce ofiolitiche e turbiditiche intercalate con argille Cretacea medio.-sup. di Val Lavagna, riflettono il passaggio ad un regime strutturale governato da una subduzione e compressione. C'è una buona evidenza che le ofioliti dell'oceano Liguria-Piemonte si aggregarono lungo la catena in lenta espansione di tipo Atlantico. I depositi sedimentari metalliferi lungo la base delle radiolariti Ligure mostrano chiare affinità con i depositi idrotermali associati con attuali centri di espandimento (Bonatti et al. 1976). Durante il Giura la catena in espansione fu sezionata (divisa) da numerose faglie trasformi, come è suggerito dalle strutture cataclastiche di alcune ofioliti, la scarsezza di indicazioni di un complesso stratificato peridotite-gabbro-basalto e dai blocchi sollevati sia da rocce ultramafiche che gabbriche. Localmente Radiolariti,  Maiolica e argille (Palombini) giacciono sopra serpentiniti o gabbri che sona fratturati in situ e tagliati da una rete di dicchi riempite da alternanze di cemento calcitico sottomarino e calcare rosso ricristal­lizzato, formando un complesso di brecce con differenti generazioni di fratturazioni e riempimenti. Gli alti (strutturali) erano anche le aree sorgenti per brecce composte da frammenti di pillow-lava, gabbro stratificato, anfibolite, selce e arenarie- ofiolitiche, deposte lungo piede di scarpata di faglie sottomarine (Lemoine 1980, e riferimenti). In alcune aree le turbiditi terrigene della Tetide occidentale venivano deposte sia all'inizio che durante il Giura sup. ed il Cretaceo inf. (Flysch Mauretaniano-Massyliano). Questi depositi sono associati con marne di acque profonde del Giura medio e calcari e radiolariti del Giura sup., alcuni frammenti di ofioliti alla loro base probabilmente rappresentano relitti di crosta oceanica. sequenze turbiditiche rappresentano gli equivalenti laterali delle sabbie di mare profondo del Giura superiore. Cretaceo inf. del bacino marocchino e delle isole Canarie e sono in relazione ad un sollevamento ed erosione relative lungo il margine Africano nord-occ. piuttosto che all'incipiente orogenesi Alpina (Robertson e Bernoulli, 1981).

11.2.2 - ROCCE SERBATOIO

Potenziali strati serbatoio per idrocarburi si trovano in diversi ambienti paleotettonici nel Mesozoico Alpino-Mediterraneo. Avvenimenti triassici sono strettamente associati con piattaforme carbonatiche lungo i margini continentali della Paleotetide, dove ricche sequenze organiche del Mesozo­ico sup. sono connesse con eventi anoxici di vasto bacino negli oceani Atlantico e Tetide e i loro margini continentali sommersi. Rocce carbona­tiche emipelagiche si trovano in spesse formazioni di bacino della fase di apertura del Giura inf.; ma la loro importanza quali rocce sorgenti di oli non è stata ancora valutata.

11.2.3 - SUCCESSIONE DI MARGINE CONTINENTALE DELLA TETIDE

Sequenze bituminose triassiche sono orizzontalmente e verticalmente legate a complessi carbonatici di acque superficiali, e quindi, inclusi in un generale ambiente di piattaforma carbonatica. Le sequenze tipicamente consistono di alternanze di dolomiti con strati di qualche cm a qualche dm, nelle quali le lamine un poco più grossolane colorate si alternano a quelle ricche in materiale organico e argilla, più scure, più fini, e di argille bituminose nere spesse da qualche mm a qualche cm. Il contenuto organico di carbone è abitualmente compreso tra il 5-10% nelle argille nere, ma sono stati determinati dei valori in campioni freschi superiori al 30%. In dipendenza agli spessori tradizionali formazionali dei soli carbonati di acque superficiali, gli spessori di queste alternanze possono variare tra 10m (Anisico sup. Grenzbitumenzone, Alpi meridionali) e più di 100m (Formazione di Filettino degli Appennini centrali; Formazione dell'Hauptdolomite delle Alpi meridionali entrambe del trias sup.);localmente diverse centinaia di metri sono riportate (Seefeld argille,Trias sup. Austria). Nelle sequenze più sottili le argille nere possono raggiungere il 10% o più della sequenza, mentre nelle serie più espanse le argille nere costituiscono 1% o poco più. Le sequenze bituminose ancora più espanse consistono principalmente di calcari bituminosi e dolomitici con sottili fessure argillose (Calcare di Zorzino, TRias sup.; Alpi meridionali). Le sequenze bituminose del Trias medio-sup. si pensa si siano deposte in ambienti subacquei a bassa energia con povera circolazione delle acque e condizioni sfavorevoli per una vita animale, come suggerito dalla totale assenza di bioturbazioni. Sebbene i depositi siano legati lateralmente a piattaforme superficiali, la profondità dell’ acqua era importante sufficientemente per lo sviluppo di masse d'acqua stratificate, come suggerito dal rinvenimento occasionale di faune (ammoniti,vertebrati) nectoniche, plantoniche (radiolari), pseudo­plantoniche.

11.2.4 - SEDIMENTI DI SYNRIFT

Calcari emipelagici bituminosi si trovano in depositi di bacino dello stadio di syn-rift del Giura inf.; e.g. , nelle Alpi meridionali (calcare siliceo Lombardo) e depositi bacinali ricchi in materiale organico e pirite sono associati a bacini aperti di margini trasformi, ma dati geochimici pubblicati sono in pratica inesistenti le concentra­zioni più alte del materiale bituminoso sono particolarmente frequenti nella sezione del Toarciano inf. dei sedimenti del tardo syn-rift nelle falde Austro-Alpine (Allgàuschiefer - Fleckenmergel Group, Bitterli, 1962) e sequenze simili; essi coincidono, con un evento oceanico di vasto bacino registrato su gran parte dell'Europa epi-continentale e nei sedimenti pelagici della Tetide (Jenkyns,1980).

11.2.5 - PIATTAFORME CARBONATICHE

Dentro le sequenze di vasto spessore delle piattaforme carbonatiche del Giura-Creta sono rare le sequenze bituminose. Esse comprendono avvenimenti locali di calcilutiti bituminose e marne, spesse poche decine di metri e lateralmente e verticalmente legate a depositi di piattaforma carbonatica. Le sequenze contengono noduli di selce diageneti­ca e faune plantoniche (radiolari) e nectoniche (ammoniti,vertebrati) che indicano lacune più profonde con masse d'acque stratificate dentro il generale ambiente di piattaforma.

11.2.6 - SEQUENZE PELAGICHE

Sequenze bituminose sono intercalate a differenti livelli nelle sequenze marine pelagiche più profonde. Diverse coperture nel tempo tossono essere identificate, mentre si depositavano fanghi bituminosi, argille o marne nell'oceano della Tetide e lungo i suoi margini sommersi: Toarciano inf., Barreniano ad Albiano, il limite Cenomaniano - turoniano e fino al limite inferiore, il Coniaciano-Santoniano (Jenkyns, 1980). tempi possono essere correlati con le maggiori trasgressioni e, nel caso del Cretaceo, con eventi oceanici a scala mondiale durante il quale le acque oceaniche erano poco ossigenate e una deposizione di mate­riale organico da sorgenti sia terrestri e plantoniche era vasta. Una deposizione di sedimenti ricchi di materiale organico avveniva su una ampia varietà di ambienti di mare profondo. Durante il Toarciano le argilliti bituminose sembrano essersi ristrette alle depressioni del margine continentale più profonde (strati a "Posidonia" delle Ellenidi Ioniche, gli Appennini Umbri e le Alpi meridionali) che erano limitate da aree di non deposizione o di sedimentazione di Rosso Ammonitico. In ambienti oceanici, argille nere ricche in materiale organico si ritrovano su gran parte del periodo Cretaceo; nell'oceano della Liguria-Piemonte il Cretaceo inf. è rappresentato da vaste sequenze dI argille nere prive di carbonatI (argille Palombini e di Vai Lavagna), e argille nere manganesifere sono frequenti nelle sequenze oceaniche del flysch del Cretaceo inf. (Helminthoid Flysch degli Appennini settentrionali e Alpi occidentali, Graciansky et al., 1981). Negli ambienti di margine di un bacino continentale alternanze cicliche di marne a nannofossili (nannoforaminiferi) e marne bituminose e argille ricche in materiale organico terrestre si trovano nell'intervallo Barremiano-Albiano (Maiolica, marne a fucoidi, scaglia variegata, etc.). L'evento Cenomaniano-Turoniano fu di breve durata nei margini nelle sequenze pelagiche degli Appennini Umbri, e.g.  è registrato da una intercalazione spessa 2 metri di argilliti bituminose nere (Livello Bonarelli) con un carbone organico superiore al 25%. Finalmente, le associazioni laterali di queste sequenze bituminose con turbiditi carbonatiche (grainstone) e scogliere marginali possono provvedere lo scenario per la migrazione di idrocarburi e l' accumulo sotto condizioni favorevoli geotermali. (Arthur e Schlanger,1979).

11.2.7 - CONCLUSIONI

Nella Tetide occidentale l'apertura e la successiva espansione oceanica si erano discordantemente sopraimposti sul margine precedente della Paleotetide e non strettamente seguo le aree di subsidenza del Trias medio e di vulcanismo che sono generalmente interpretate come fase di abortive-rifting. Durante il Giura inf.  le aree che sarebbero diventate i margini continentali erano interessate da fagliazioni a blocchi. Come conseguenza, una sedimentazione carbonatica delle acque superficiali fu interrotta su vaste aree e soltanto un limitato numero di piattaforme di tipo Bahamas, circondate da bacini più profondi e plateaus, persistette durante il Masozoico. Nei bacini che limitano le piattaforme una piattaforma grossolana derivò depositi di debris flow, turbiditi carbonatiche e fanghi peri-piattaforma furono deposti. Velocità di subsidenza erano più alte durante la fase precedente di disintegrazione del margine e variò tra i differenti blocchi fagliati. L'asimmetria di certi bacini di syn-rift e "break-up unconformities" su locali alti strutturali suggerisce un'attenuazione crostate e un’associata fagliazione normale listrica. Dimensione e forma dei differenti blocchi di faglia e geometria deposizionale dei sedimenti di syn-rift richiama l'evoluzione di margini aperti di tipo Atlantico come il margine Iberico o la baia di Biscay. Con l'inizio dell'espandimento e la formazione di crosta oceanica durante il Lias sup. e il Giura medio, velocità di subsidenza decrebbero e furono più uniformemente distribuite sui margini. Nel tempo, i margini distali sommersi divennero sempre più "deperiti"(?) e furono deposti sedimenti soltanto pelagici la cui facies era determinata da fagliazioni sinse­dimentarie subdotte, e cambiamenti di ambienti di vasto bacino. Di questi cambiamenti, eventi anoxici del Cretaceo medio possono essere di particolare importanza per il potenziale di idrocarburi dei margini della Tetide. Dal Giura inf. al Cretaceo medio, l'evoluzione della Tetide occidentale e dell'Atlantico centrale era, da un punto di vista cinematico, legata ed entrambi gli oceani ed i loro margini seguirono una simile evoluzione paleotettonica e sedimentaria. Comunque, nella Tetide occidentale avvenne un cambiamento da margini continentali passivi di tipo Atlantico a margini governati da compressioni e subduzione, nel Cretaceo medio, quando, i limiti di placca Atlantica furono riordinati e movimenti sinistri nel sistema della Tetide furono sostituiti da movimenti destri.

11.3 - ANTICHI MARGINI CONTINENTALI DELLA TETIDE

Fig. A

11.3.1 - Introduzione

Dall’espandimento dei fondi oceanici e dalla deriva dei continenti, segue che le catene montuose di tipo Alpino sono il risultato della deformazione e della scomparsa dei precedenti bacini e margini continentali (fig. A). Tale opinione era implicita nei concetti mobilisti della geologia alpina sin da quando la teoria classica della tettonica a falde si era sviluppata (Argand, 1924). La storia di una apertura degli oceani mesozoici e cenozoici ed una relativa sovrapposizione di corpi geologici a facies sedimentarie diverse nel contesto di un’evoluzione di un margine continentale fornirono alcuni dei prerequisiti per una ricostruzione della evoluzione paleotettonica e sedimentaria dell’Oceano Mesozoico della Tetide e del suo margine (Bernoulli & Lemoine 1980). In questo articolo vengono discussi alcuni dei problemi connessi a tali ricostruzioni paleotettoniche, e abbozzata l’evoluzione generale delle facies degli antichi margini continentali dell’oceano mesozoico della Tetide. Questo schema si basa sulle precedenti pubblicazioni di D. Bernoulli e su quelli di Jenyns, Kalin, Laubscher e Lemoine.

11.3.2 - Premesse e Limiti

1)      Questa analisi ammette la  mobilità di placche litosferiche e accetta le ricostruzioni della cinematica delle placche, derivata dall’iniziale insieme di blocchi continentali (Smith e Briden 1977) e l’evoluzione di modelli di anomalie magnetiche lungo i margini di placca in accrescimento (Pitman e Talwani, 1972). Quindi noi cominciamo con un iniziale accoppiamento tra Eurasia, le Americhe e l’Africa (fig. B). Fig B 2) E con i differenti stadi cinematici della successiva dispersione dei frammenti continentali della Pangea (fig. F). Le difficoltà metodologiche delle procedure di ricostruzione sono state già discusse da Biju-Duval et al., 1977.   Fig. F Tuttavia si nota che dentro la zona Alpina gli errori nella ricostruzione palinspastica sono maggiori di quelli presenti nella ricostruzione palinspastica delle grandi aree continentali. Le differenti ricostruzioni cinematiche per la parte mediterranea della Tetide, (Dewy et al., 1973; Biju-Duval et al., 1977; Laubscher e Bernoulli 1977) riflettono molto lacune nell’informazione e nelle interpretazioni incerte all’interno della megasutura Alpina. Tali interpretazioni sono complicate dall’alloctonia a grande scala delle falde di copertura e del basamento, che cambiano le direzioni dei movimenti tettonici, dal metamorfismo Alpino, dal sollevamento e l’erosione o dal crollo post-orogenico di ampie parti dell’edificio a falde polifase nei bacini di tipo West-Mediterraneo e Pannonico. Sebbene tutti i diversi autori rispettino gli stessi limiti (confini) come definiti dai movimenti superficiali delle grandi masse continentali del Nord-America, Africa ed Eurasia i loro risultati sono altamente divergenti. In contrasto con Dewey et al., (1973), noi crediamo che ci fossero soltanto un limitato numero di frammenti continentali e vie oceaniche (biju Duval et al., 1977; Laubscher e Bernoulli, 1977). La distribuzione attuale delle zone ofiolitiche e delle falde di un basamento continentale alloctono, è secondo noi, dovuta ad una deformazione complessa in oroclini che sono in legati ad una combinazione di una compressione orientale nord-sud e di un movimento laterale destro tra Africa ed Eurasia, durante il Cretaceo sup. ed il Terziario. 3) Poiché l’interpretazione generale delle ofioliti quale resti di una crosta oceanica e di una litosfera tettonicamente posta su margini continentali precedenti, non è generalmente accettata, l’età di formazione di questa crosta oceanica, la vastità e lo schema palinspastico di aree oceaniche precedenti, la loro origine (catena di espansione verso un bacino di retro-arco) e il tempo e il modo della messa in posto tettonica sono in molti casi ancora ambigui. In molti casi, comunque, l’associazione di ofioliti con zone a facies estensive caratterizzate da sequenze di margine continentale di tipo Atlantico, possono costituire un principio guida per la definizione di catene oceaniche e di margini continentali precedenti. 4) I dati sismici e di perforazioni profonde del mare, da margini continentali non deformati costituiscono una base per un’analisi comparativa di margini deformati e non (Bernoulli, 1972; B. et al., 1979; Graciansky et al., 1979). Particolarmente la fascia dei carbonati mesozoici, che possono essere seguiti dal Marocco attraverso la Sicilia, gli Appennini, le unità Sud e Austro-Alpine, i Carpazi interni, le Dinaridi esterne e le Ellenidi fino alla Turchia e più oltre, mostra notevoli analogie con i margini continentali di tipo Atlantico ed è interpretata come il margine meridionale dell’oceano Tetide giurassico-cretacico. L’attuale estensione dei margini continentali (meridionale e settentrionale) della Tetide  e dei maggiori affioramenti ofiolitici e sedimenti oceanici associati è presentata in fig. C. Fig. C

11.3.3 - Paleogeografia ed ambienti Triassici

Dopo l’orogenesi Varisica, l’Atlantico centrale e le aree del Mediterraneo occidentale divennero parte di un’unica massa continentale; di quest’area non sono conosciuti resti di alcuna crosta oceanica pre-Jurassica ed i depositi permo-triassici sono principalmente continentali con episodiche incursioni di mare basso. Comunque, verso est, la configurazione precedente la deriva, mostra una vasta baia a forma di cuneo di Panthalassa nello spazio tra l’Asia e l’Arabia, con vasti mari marginali che raggiungevano l’area mediterranea. Quest’area oceanica è stata chiamata Paleotetide (Laubscher e Bernoulli, 1977) per distinguerla dall’oceano formatisi nel Giura-Cretaceo-inf.; la sua successiva scomparsa i una zona di sutura che si estende dalle Pontine attraverso l’Iran fino all’Asia centrale, è strettamente collegata all’apertura avvenuta nel (Trias sup.-Giura sup.) della Tetide giurassica-cretacica e alla deriva verso nord dei frammenti del continente Gondwana. Similarmente la scomparsa della Tetide Mesozoica è legata all’apertura dell’Oceano Indiano e alla deriva verso nord dell’India (fig. A). Le figg. D e E mostrano le ricostruzioni palinspastiche dell’area Atlantico Mediterranea nel Trias sup. Durante il Permiano ed il Trias, i mari marginali della Paleotetide raggiunsero sia ad ovest sia a nord, l’Africa e la Sicilia. Durante il Trias inf., la rapida trasgressione proveniente da Est di un mare epineritico, riportò condizioni marine sopra molta parte dell’area mediterranea fino alle zone interne del Riff e della Cordigliera Betica. Fig. D     Fig. E    I sedimenti del Trias inf. comprendono una preponderanza di sabbie di mare basso, alcune argille e livelli rossi continentali e pochi carbonati di acque basse; calcari pelagici di questa età sono limitati al Mediterraneo orientale. Nel Trias medio-sup. i depositi carbonatici neritici ed evaporitici registrano un’influenza marina crescente, che di volta in volta si estesero nelle facies clastiche germaniche diverse (Muschelkalk Medio Triassico e calcari) e che alimentò gli importanti depositi evaporitici del Trias sup. dei bacini Canadesi e Marocchini (Jansa e Wada, 1974). Nel Mediterraneo centrale e orientale le velocità di subsidenza furono dell’ordine di 100mm/103 anni (D’Argenio, 1974) e si formarono le spesse costruzioni carbonatiche. Queste aree ad acqua superficiale furono disseminate di bacini più profondi nei quali si depositarono calcari pelagici, selci radiolaritiche, frane gravitative terrigene, vulcaniche, carbonatiche e depositi torbiditici, localmente associati con vulcani sottomarini. Alcuni dei bacini erano piccoli, a vita breve, e furono eliminati dal ricostituirsi di una piattaforma di mare basso del Trias sup. (fig. E), ma altri erano più ampi e duraturi alcuni persistettero durante il Mesozoico (Bacino di Sclafani in Sicilia e Bacino del Lagonegro negli Appennini meridionali; Budva-Pindos in Grecia). Poiché la loro morfologia sottomarina appare essere legata a faglie di distensione, essi furono generalmente interpretati come il risultato di un rifting precedente. Per la fascia meridionale di depressioni persistenti (Italia meridionale, Pindos, Antalya, Cyprus), questa interpretazione è avvalorata dal carattere alcalino dei vulcani associati (Juteau et al., 1973). Comunque, per gli avvenimenti più settentrionali (Alpi Meridionali, Dinaridi interne ed Ellenidi) una composizione calc-alcalina dei vulcani medio-triassici è stata riscontrata (Bèbien et al., 1978) e, quindi, è stata postulata una continuità della zona di subduzione della Paleotetide sia verso ovest sia verso le Alpi Meridionali (Blanchet, 1977; Castellarin e Rossi, 1981).

11.3.4 - CINEMATICA DEL SISTEMA ATLANTICO-TETIDE DURANTE IL GIURA ED

Cinematica del sistema Atlantico-Tetide durante il Giura ed il Creta inf. Durante il Giura ed il Cretacico inf., il sistema Atlantico-Tetide si sviluppò dallo stadio rappresentato nelle figg. 3-5 a quello mostrato nelle figg. 6-7. L’età di una prima apparizione di crosta oceanica nell’Atlantico centrale non è ben nota, ma anomalie magnetiche combinate con risultati di perforazioni marine profonde, suggeriscono un’età Lias sup.,Giura medio, che è circa contemporanea alla formazione di una crosta oceanica nella zona ofiolitica Liguria-Piemonte, come indicato da dati radiometrici di alcune ofioliti dall’età approssimata dei sedimenti oceanici più vecchi. Infatti, dal Giura inf.-medio al Cretaceo medio l’Atlantico centrale e il piccolo oceano Liguri-piemontesi seguirono una simile evoluzione di espandimento e subsidenza nei margini continentali. L’apertura dell’Atlantico centrale implica anche movimenti relativi tra l’Africa e l’Eurasia ed un limite di placca sinistro-tracorrente dalla Spagna alle Alpi Meridionali, che si collega alle due aree oceaniche con andamento Nord-Sud. Questo limite trasforme sembra essere stato localizzato nella Depressione di flysch della Mauritania-Massyliana delle catene Magrebidi ed era associata ad una minore apertura, documentata da sparsi affioramenti di ofioliti lungo la base delle sequenze oceaniche, dove condizioni pelagiche si erano stabilite nelle aree marginali della depressione già durante il Lias inf. Un altro margine trasforme deve avere separato l’oceano Liguri-piemontese dal continente europeo. Verso Est, l’oceano Liguro-Piemonte era limitato dal margine Apulo, che costituisce ora gli elementi tettonici degli Appennini esterni, delle Dinaridi, delle Ellenidi e Taurini, e le falde Austro-Alpine delle Alpi orientali e dei Carpazi interni (fig. B). E’ incerto se il blocco dell’Apulia fosse parte dell’Africa o una microplacca indipendente, separata dal continente Africano da un Mediterraneo orientale oceanico (Biju-Duval et al., 1977). Qualunque sia il caso, ad est del margine apulo, l’evoluzione cinematica non fu più lungamente determinata da movimenti relativi dell’Africa e dell’Eurasia. Nel Cretacico medio cambiarono drasticamente i movimenti di placca nel sistema Atlantico-Tetide. Con l’apertura di parte del Nord-Atlantico e della Baia di Biscaglia, movimenti sinistri e d’apertura nella Tetide occidentale furono sostituiti da movimenti destrorsi e compressivi, che portarono alla completa eliminazione della Tetide oceanica occidentale tra il Cretacico sup. e l’Eocene sup.

11.3.5 - LIAS INF.-MEDIO:APERTURA E SUBSIDENZA INIZIALE DEI MARGINI C

Lias inf.-medio:apertura e subsidenza iniziale dei margini continentali Durante il Trias sup. ed il Lias inf.-medio, le aree che dovevano diventare i margini continentali dell’oceano Tetide furono interessati da faglie dirette. Questi movimenti di apertura erano discordanti con gli elementi strutturali precedenti, triassici. Nell’area dell’Atlantico centrale e del Mediterraneo occidentale la primissima apertura avvenne in un ambiente continentale e la formazione di graben fu associata ad una deposizione di strati rossi continentali, sedimenti fluviali e lacustri, e più tardi con un’attività vulcanica. Ad est, nell’area del Mediterraneo orientale e centrale, le zone di rifting, che eventualmente portarono all’apertura della Tetide, non seguirono il complesso modello di vie marine triassiche, ma si formarono attraverso le fascie marine carbonatiche del margine della Paleotetide (fig. D). Di conseguenza, ci sono alcuni sedimenti fortemente siliciclastici associati alla fase di rifting del Giura inf., e depositi evaporatici di età giurassica notevolmente assenti lungo la zona di rift. Tracce di attività vulcanica sono anche estremamente scarse lungo il margini passivi del Giurassico della Tetide: lungo una depressione, lo spostamento verticale lungo una faglia di mare profondo del Giura inf., ammonta in alcuni casi a 3 km e più (fig. H), c’è qualche forte contemporaneo vulcanismo associato a questa fase di rottura del futuro margine. Questa evoluzione generale devia in molti aspetti dall’evoluzione classica di rift intracontinentali come quelli che precedono l’apertura del Mar Rosso o dell’Oceano Atlantico, ma essa è strettamente parallela a quella di alti margini passivi di tipo Atlantico, in particolare quelle della Baia di Biscay (Charpal et al.,  1978; Graciansky et al., 1979). Come risultato della fagliazione a blocchi del Giura inf., una sedimentazione carbonatica da acque superficiali che aveva raggiunto la sua più vasta estensione durante il Trias sup., fu interrotta su vaste aree e persistettero soltanto un numero di piattaforme carbonatiche circondate da fosse più profonde. Oltre le piattaforme carbonatiche il tipo più comune di sedimenti syn-rift  sono intercalati da calcari spiculitici con letti selciosi e marne. Questa facies, che ha una varietà di nomi locali (Flecken kalk, Medolo, Corniola, Siniais, Limestone) è molto diffusa e si trova dalla Spagna meridionale attraverso gli Appennini e le Alpi nei Carpazi e nelle Ellenici. Localmente lo spessore formazionale raggiunge i 1000 m e più (più di 3500 m nella sezione Generoso del Giura inf. nelle Alpi meridionali, fig. H) e i depositi di frane gravitative associati alle torbiditi suggeriscono insieme all’espansione di questi sedimenti, che questa facies è stata depositata in bacini, circondati da faglie attive. L’alta velocità di sedimentazione (> 100 mm/103 y) in questi depositi di bacino del Giura inf. suggerisce anche che, sebbene il nannoplancton calcareo sia abbondante, molto del Lutum calcareo è un fango di peri-piattaforma derivato da piatta forme carbonatiche ancora attive (Kalin et al., 1979). Le Alpi Meridionali del Nord Italia probabilmente conservano la più completa e meno disturbata registrazione di una margine continentale passivo del Mesozoico inf. della Tetide (Winterer e Bosellini, 1981). Qui l’esistenza di faglie normali sinsedimentarie è stabilita da rapidi cambiamenti di facies  e dello spessore formazionale dei sedimenti di synrift attraverso le zone di faglia e dell’esistenza di scarpate di faglia pronunciate che erano le aree sorgenti per depositi di colate gravitative e turbiditi carbonatiche nei bacini adiacenti (Fig. H). L’incorporazione di turbiditi dentro i depositi di slump successivi mostrano anche il ripetuto ringiovamento della topografia del fondo del mare. Le velocità di subsidenza erano più alte durante questa prima fase di disintegrazione del margine e variano largamente tra i differenti blocchi di faglia. Alcuni dei blocchi che erano sommersi soltanto nel corso del Lias inferiore – Giura medio divennero plateau e valli sottomarine sui quali si accumularono soltanto limitate quantità di sedimenti pelagici (Trento plateau, fig. H). Con l’inizio dell’espandimento e la formazione di crosta oceanica nell’oceano Liguria-Piemonte nel Giura inferiore – medio, le velocità di subsidenza decrebbero e furono più equamente distribuite sul margine. La geometria deposizionale dei sedimenti di synrift nel Bacino Lombardo delle Alpi meridionali ed altrove suggerisce una fagliazione listrica quale possibile evidenza di assottigliamento crostale. Il piegamento dei blocchi fagliati è suggerito dall’asimmetria di alcuni bacini, riflessa dal modello di inspessimento formazionale dei sedimenti bacinali di synrift. La deposizione uguaglia approssimatamente le velocità di subsidenza differenziale e risulta in una stratificazione approssimativamente orizzontale alla fine della fase di rifting. Non c’è concordanza alla base delle sequenze di un synrift di tipo di bacino, ma una lensing out di pacchi di strati e unconformities locali sono ubicati dentro le sequenze, e localmente sono osservati cumuli di strati, che sono stati ruotati lungo faglie listriche sinsedimentarie. La formazione di blocchi di faglie rovesciati, contemporanei alla sedimentazione, è anche suggerita da fosse e graben lungo un lato da scarpate fagliate a gradini, documentate da risedimenti prossimali e da una topografia molto più dolce lungo l’altro lato (Fig. H cf. Kalin e Trumpy, 1977). Lungo i margini sollevati dei blocchi ribaltati si osservano localmente delle discordanze angolari. Questi alti intrabacinali furono ristretti nella dimensione e caratterizzati da un’erosione prima subaerea, quindi sottomarina. Cumuli di acque superficiali con crinoidi, brachiopodi, spugne calcaree e coralli ahermatipici occasionali sono ricoperti da calcari pelagici, che indicano l’eventuale abbassamento dell’intero margine dopo una rottura e l’inizio dell’espandimento (apertura). L’attività tettonica e qui documentata da brecce polifasi e dicchi neptuniani nel substrato di acqua superficiale del Trias. La geometria deposizionale dei sedimenti del synrift delle Alpi meridionali è ben paragonabile a quella delle corrispondenti formazioni del margine spagnolo e Armoricano. Nelle Alpi meridionali, i bacini del Giura inf. misurano da 25 a 40 km; ciò è in accordo con le osservazioni lungo i margini Iberici ed Armonicani, dove si osservano i blocchi fagliati da pochi chilometri fini a 30 di larghezza. Similmente, il rigetto di zone con singole faglie è nello stesso ordine con un massimo di 3-4 km; ciò corrisponde al rigetto ricostruito per la faglia di Lugano del Giura inf. (Fig. H). Dimensione ed estensione areale dei blocchi di faglia più grandi suggerisce che le zone con faglie più grandi nel basamento preTriassico. Nei margini Iberici e Armoricani si osserva una polarità delle faglie listriche verso l’asse della zona di rift. Nelle Alpi meridionali sembra che il rifting iniziò nella zona centrale del bacino Lombardo con lo sprofondamento a gradinate di nuovi blocchi fagliati ad est ed ovest durante il Lias inferiore medio /Fig. G). Nel Lias inf. fino al Giura medio finalmente l’asse di apertura fu un poco spostato, e l’apertura2 e la rottura1 avvennero per qualche centinaia di km verso nord e verso ovest.

11.3.6 - LIAS SUPERIORE FINO AL CRETACEO INFERIORE: SUBSIDENZA PROLUN

Lias superiore fino al Cretaceo inferiore: Subsidenza prolungata dei margini continentali. Durante il Lias inf.-medio, l’iniziale fagliazione di blocchi e subsidenza nei margini continentali embrionali della Tetide occidentale portò alla sommersione di molte precedenti aree di piattaforma carbonatica, ed alla differenziazione dei margini nelle piattaforme di tipo Bahamas, dove una produzione carbonatica tiene il passo alla subsidenza ed ai canali più profondi con sedimentazione carbonatica turbiditica e pelagica. Questa configurazione generale persistette attraverso il Giura ed il Cretaceo, ma fu modificata localmente dall’approfondimento (di tipo a gradini) di alcune aree ad acque superficiali che divennero seamounts e plateaus sottomarini (Fig. H). Con l’inizio dell’apertura nelle aree oceaniche della Tetide, le velocità di subsidenza decrebbero e furono più egualmente distribuite sui margini; durante la deriva, la curva di subsidenza dei margini apparentemente seguì una curva di decadimento esponenziale (Fig. G, Winterer e Bosellini, 1981) come osservato nei margini continentali non deformati (Montadert et al., 1979).   Fig. G   Fig. H

11.3.7 - LE PIATTAFORME CARBONATICHE E I LORO MARGINI.

Durante lo stadio di rifting del Giura inferiore la fascia pressoché continua di carbonati di acque superficiali del Trias sup. fu smembrata in piattaforme carbonatiche isolate, separate da aree di acque profonde. Di tutte le piattaforme carbonatiche della Tetide, quelle lungo il margine della Puglia dimostrarono la longevità più notevole, persistendo fino al Cretacico sup. e Terziario inf., e formando corpi sedimentari spessi diversi chilometri. Le analogie tra queste piattaforme carbonatiche ed il margine delle Bahamas con le sue fasce irregolari di mare superficiale e profondo comprendono non solo la distribuzione delle facies di piattaforme carbonatiche, ma anche forma e dimensione delle piattaforme, velocità di subsidenza e modalità (Bernoulli, 1972; D’Argenio, 1974). Le piattaforme più grandi sono più di 200 km di larghezza e lunghe più di 1000 km. Le parti interne delle piattaforme sono caratterizzate da depositi ben stratificati, di piana subtidale ad inter e supratidali, spesso disposti ciclicamente, da sedimenti di palude, che contenevano occasionalmente carbone e da calcari subtidali micritici e pelitici con una fauna e flora poco diversificata. Biomicriti e foraminiferi con gusci porcellano e agglutinante, alghe verdi, gasteropodi e bivalvi si depositarono in ambiente con circolazione meno ristretta. Lungo i margini della piattaforma zone ad alta energia marina sono documentate da barre oolitiche, sabbie bioclastiche e scogliere massicce (cf. Bosellini e Broglio Loriga, 1971; D’Argenio, 1974). Al di la delle piattaforme carbonatiche spessi prismi di materiale di piattaforma carbonatica furono depositati (Cantelli et al.,1978; Bosellini et al., 1981). Durante lo stadio di apertura del Lias inf. medio, i margini della piattaforma furono controllati da faglie, e lungo le scarpate con faglie attive si trovano enormi nicchie di frame, riempiti da olistoliti e megabrecce messi in posto dalla gravità (Fig. II) (Cantelli et al., 1978). Verso il bacino questi depositi degradano in colate di detrito e torbiditi prossimali intercalati con calcari a grana fine con lenti di selce. Di nuovo l’elevata velocità di sedimentazione di questi calcari di bacino, durante la fasi di approfondimento a gradinata delle piattaforme carbonatiche suggerisce che molto del materiale carbonatico fine è un fango di piattaforma derivato dalla piattaforma. Successivamente dopo il processo di fagliazione diminuì e durante il Giura ed il Cretaceo, depositi di colate di detrito canalizzati e torbiditi prossimali con particelle di mare basso disposte penecontemporaneamente e frammenti di scheletro di organismi neritici furono deposti lungo la scarpata e alla base delle piattaforme carbonatiche. Strette analogie tra questi depositi e quelli depostisi nei profondi canali delle Bahamas sono state anche stabilite (Bernoulli, 1972; Bosellini et al., 1981). Durante il Giura ed il Cretacico, le velocità di subsidenza delle piattaforme carbonatiche decrebbero da circa 100 mm/103 anni nel Trias sup. a circa 10 mm/103 anni nel Cretaceo sup. (D’Argenio, 1974). Interferenze tra subsidenza e cambiamenti eustatici del livello marino portarono ripetutamente ad emersioni episodiche con formazione di bauxite (Cenomaniano inf.) o trasgressioni seguite da progradazione dei margini della piattaforma ed i risedimenti derivati dalla piattaforma (trasgressione Oxfordiana, Bosellini et al., 1981). Variazioni climatiche che possono essere riflesse da margini di piattaforma dominati da una deposizione oolitica durante il Giura inf. medio e da una vasta crescita di scogliere a coralli/idrozoi e rudiste durante il Giura inferiore e Cretaceo. Fig. I     Fig. L