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).