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).