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.