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LA SEDIMENTAZIONE DI RAMPA CARBONATICA DEI (MIOCENE INFERIORE, APPENNINO CENTRALE): SEDIMENTOLOGIA, STRATIGRAFIA SEQUENZIALE E STRATIGRAFIA DEGLI ISOTOPI DELLO STRONZIO

Mario Barbieri*°, Francesca Castorina*°, Giacomo Civitelli*°, Laura Corda*, Sergio Madonna**, Goffredo Mariotti*°, Salvatore Milli*°

(*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Roma “La Sapienza”, Piazzale Aldo Moro 5 - 00185 Roma ° CNR, Istituto di Geologia Ambientale e Geoingegneria, Sezione di Roma “La Sapienza” (**) Dipartimento di Geologia e Ingegneria Meccanica, Naturalistica e Idraulica per il Territorio, Università degli Studi della , Via S. Camillo de Lellis - 01100 Viterbo *° e-mail: [email protected]

RIASSUNTO - La successione calcareo-marnosa e calcarea d’età Aquitaniano-Serravalliano che affiora sui Monti Prenestini (Italia centrale) è riferibile alla Formazione di Guadagnolo che, nell’area considerata, presenta spessori variabili da 30 fino a 600 metri. Sulla sua porzione mediana (Aquitaniano superiore-Burdigaliano), è stata condotta una dettagliata analisi di facies e stratigrafico-sequenziale e sono stati inoltre utilizzati 48 campioni per la misura delle variazioni del rapporto isotopico 87Sr/86Sr. Queste misure hanno consentito una più precisa definizio- ne cronostratigrafica dell’intera successione sedimentaria e allo stesso tempo hanno permesso di definire l’età delle principali superfici di discontinuità che sono state individuate al suo interno. La successione esaminata è caratterizzata da una ripetizione ciclica di unità deposizionali shallowing e coarse- ning-upward che danno luogo a corpi sedimentari di spessore da metrico a decametrico estesi lateralmente anche diversi chilometri. Queste unità sono costituite da un numero limitato di litofacies rappresentate da marne e marne calcaree spongolitiche, calcari marnosi finemente detritici e calcari bioclastici. Ogni litofacies è, a sua volta, costi- tuita da un numero più o meno limitato di microfacies. I principali componenti, rappresentati da foraminiferi planc- tonici e bentonici, spicole di spugna, macroforaminiferi, frammenti di molluschi, echinidi, briozoi e alghe rosse, possono essere riferiti ad associazioni di tipo foramol o, più in particolare, ad associazioni di tipo molechfor, bryo- mol e rodalgale. Questi caratteri consentono di ipotizzare per questi depositi una sedimentazione su una rampa car- bonatica, sviluppatasi nell’avampaese appenninico, dove gli effetti combinati della subsidenza tettonica e delle variazioni eustatiche del livello marino hanno dato luogo ad una successione al cui interno è possibile riconoscere una gerarchia di sequenze deposizionali di terzo e quarto ordine. Le quattro sequenze di terzo ordine riconosciute, sviluppate tra 21 e 16,4 Ma, sono state denominate Guadagnolo 1, 2, 3, 4. Le variazioni glacio-eustatiche del livello marino possono essere considerate il principale meccanismo per la for- mazione dei limiti delle sequenze deposizionali di terzo e quarto ordine, sebbene in questa successione la compo- nente tettonica della subsidenza sembra essere stata un fattore determinante per la creazione dello spazio disponi- bile per la sedimentazione. Infatti il tasso di subsidenza risulta circa sette volte superiore a quello complessivo della risalita eustatica del livello marino durante l’intervallo temporale considerato. L’importante contributo tettonico alla subsidenza, riteniamo, dovrebbe trovare una logica spiegazione nel generale meccanismo di flessurazione dell’a- vampaese, connesso all’impilamento ed alla propagazione verso est dei thrust appenninici. Tale meccanismo sareb- be anche responsabile di una discreta attività tettonica sin-sedimentaria che, attraverso movimenti differenziali di blocchi (svincolati eventualmente anche lungo discontinuità preesistenti), avrebbe prodotto ondulazioni della super- ficie deposizionale della rampa e, localmente, condizionato la geometria dei corpi sedimentari. Questi movimenti avrebbero inoltre prodotto locali variazioni relative del livello marino, responsabili della formazione di alcune sequenze deposizionali ad alta frequenza sviluppate al di fuori dei trend eustatici riconosciuti.

PAROLE CHIAVE: Analisi di facies, rampe carbonatiche, stratigrafia sequenziale, isotopi dello stronzio, Miocene inferiore, Monti Prenestini, Italia Centrale.

ABSTRACT - This paper presents the results of a detailed facies and sequence-stratigraphic analysis, carried out on the middle part of the Guadagnolo Formation (Aquitanian-Serravallian) cropping out in the Prenestini Mountains (Central ). In the studied area the Guadagnolo Formation has a total thickness ranging from 30 m up to 600. It is subdi- vided into three portions: the basal part, Aquitanian in age, consists of about 100 m of cherty marls and marly limestones with resedimented calcarenites rich in larger foraminifera. The middle part, about 600 m-thick, span- ning from late Aquitanian to late Burdigalian, is made of marls, marly limestones and limestones. The upper part (about 50 m-thick), is Langhian-Serravallian in age and it is mostly represented by bioclastic calcarenites. The middle portion, our paper is focused on, ranges in age from 21 to 16.4 My. Twelve stratigraphic-sedimen- tological sections were measured, for a total thickness of more than 3000 m, and about 700 samples were utilised for the microfacies analysis. A chronostratigraphic approach based on strontium isotopes (87Sr/86Sr ratio) allowed to get a chronostratigraphic definition of the whole examined sedimentary succession and unconformities and transgressive surfaces. 80 Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 BARBIERI et al.

The analysed succession consists of a monotonous repetition of metric and decametric thick and laterally exten- sive shallowing-coarsening upward depositional units interpreted as parasequences. They are characterised by a limited number of lithofacies: spiculitic marls and calcareous marls, fine grained bioclastic marly limestones and bioclastic limestones each of them consisting of different microfacies. The marly lithofacies do not show evident sedimentary structures, probably because of the intense bioturbation, whereas the calcareous lithofacies display parallel or gently undulated bedding planes, locally showing foreset laminae with sigmoidal geometry; these last are commonly amalgamated but, locally, may be separated by mud layers. The main skeletal components are: planktonic foraminifera and silica sponge spicules (particularly abundant in the marly lithofacies) and fragments of echinoids, bryozoans, red algae, molluscs, barnacles and benthic and planktonic foraminifera. This biota assemblage may be referred to a foramol-type association and particularly to a molechfor, bryomol and, subordinately, rhodalgal association. Basing on litho-microfacies and biota compo- nents, the examinated succession is interpreted to be deposited on the outer sector of a carbonate ramp develop- ing on the Apenninic foreland. Both tectonic subsidence and sea-level changes controlled the cyclical stacking pattern of depositional sequences. In particular, during the time interval spanning from 21 Ma to 16.4 My, four 3rd order composite sequences (Guadagnolo 1, 2, 3, 4) have been recognised, consisting of several fourth-order sequences whose stacking pattern define transgressive and highstand systems tracts. The entire succession displays a clear wedge- shaped geometry towards SSE inside which every third-order sequence shows a pinch-out configuration. The four 3rd order sequences as a whole represent a complete transgressive-regressive cycle developed from late Aquitanian to late Burdigalian; during this time interval the ramp depositional system experienced aggradation and backstepping, between 21 and 18.0 My, and aggradation and forestepping between 18.0 and 16.4 My. The architecture and geometry of the studied succession, its internal stratigraphic organisation and its variable carbonate/clay ratio are controlled by the relationships among eustasy, tectonic subsidence, carbonate produc- tion/supply and argillaceous input. Relative sea-level changes were mostly responsible for the third-and fourth- order sequence boundaries formation, nevertheless tectonic subsidence seems to have played an important role in controlling the accommodation space and the ramp depositional profile. Syn-sedimentary tectonic activity also conditioned the architecture and the geometry of some sedimentary bodies as well as the development of the tec- tonically-controlled high-frequency sequences.

KEY WORDS: Facies analysis, carbonate ramp, sequence stratigraphy, 87Sr/86Sr isotopes, Early Miocene, Prenestini Mountains, Central Italy.

INTRODUZIONE Aquitaniano superiore-Burdigaliano, della Formazione di Guadagnolo, affiorante sui Monti Prenestini Negli ultimi anni diversi Autori, hanno revisionato i (Appennino centrale). Questi sedimenti, già precedente- caratteri generali dei sistemi deposizionali di rampa car- mente interpretati da altri Autori come deposti su una bonatica (Read, 1985; Tucker & Wright, 1990; Burchette rampa carbonatica (vedi Accordi & Carbone, 1988; & Wright,1992; Wright & Burchette, 1996; Pomar, 2001 Civitelli et al., 1986a, b) sono stati riesaminati al fine di a,b; Pomar et al. 2002). In particolare Burchette & meglio definire: a) la tipologia dei granuli carbonatici Wright (1992) hanno proposto una classificazione basata presenti e la loro origine; b) il contesto idrodinamico sia sul fattore idrodinamico dominante (rampe dominate responsabile del loro accumulo; c) la distribuzione delle dall’azione delle onde, delle tempeste, delle maree), sia litofacies e la loro organizzazione latero-verticale; d) il sulla suddivisione del profilo deposizionale in relazione controllo esercitato dalle variazioni relative del livello alla profondità del livello di base delle onde normali e di marino sull’organizzazione stratigrafica di tale succes- tempesta, ricalcando così la classificazione utilizzata per sione (ciclicità e tendenza evolutiva); e) i rapporti tra tet- le piattaforme silicoclastiche; gli stessi Autori hanno tonica e sedimentazione, considerato il generale contesto inoltre sottolineato che la maggior parte dei depositi car- paleotettonico di questo settore dell’Appennino centrale bonatici di rampa, descritti in letteratura, sono sostanzial- durante il Miocene inferiore. mente del tipo wave-dominated, mentre sono rari quelli Lo studio che è stato condotto ha consentito di suddi- descritti come dominati dall’azione delle maree. Più videre la successione in sequenze deposizionali di diffe- recentemente Pomar (2001 a, b) e Pomar et al. (2002) rente ordine gerarchico, la cui età è stata stimata sulla hanno proposto un approccio genetico all’analisi delle base delle indicazioni provenienti dalla misura del rap- piattaforme carbonatiche, considerando la variabilità dei porto isotopico 87Sr/86Sr. Nel nostro caso infatti, l’utiliz- profili deposizionali come una funzione del tipo e della zo di questa metodologia di datazione è stato particolar- quantità di sedimento prodotto, del luogo di produzione, mente importante in quanto la mancanza di dati biostra- del regime idraulico e del tipo di organismi produttori di tigrafici non consentiva una più precisa collocazione sedimento; questi ultimi, a loro volta, sono fortemente cronostratigrafica della successione esaminata. I positivi influenzati da condizioni ambientali come temperatura, risultati ottenuti hanno confermato l’affidabilità del nutrienti, salinità etc. (Lees, 1975, Lees & Buller, 1972; metodo e, allo stesso tempo, hanno contribuito a meglio Halloch & Schlager, 1986; Pomar, 2001b). definire il range temporale entro il quale tale successio- In questo lavoro vengono presentati i risultati di uno ne si è andata sviluppando. studio eseguito sulla porzione calcareo-marnosa, di età LA SEDIMENTAZIONE DI RAMPA CARBONATICA ... Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 81

INQUADRAMENTO settore di transizione tra i più interni bacini pelagici GEOLOGICO-STRATIGRAFICO Toscano e Umbro-Marchigiano, verso ovest e nord ovest e l’adiacente PLA verso est. Questi terreni (Fig. 2) sono I Monti Prenestini (Appennino centrale) (Fig. 1) costi- rappresentati, dal basso, da calcari e calcari marnosi con tuiscono i primi rilievi che si incontrano procedendo da selce, con frequenti intercalazioni di depositi clastici cal- Roma verso ESE. Essi formano una dorsale allungata in carei (essenzialmente conglomerati e calcareniti) messi direzione NNO-SSE costituita da una anticlinale asim- in posto attraverso flussi gravitativi (Scaglia cretacico- metrica, vergente verso est, con il fianco orientale molto paleogenica) e da terreni marnoso-calcarei e calcarei del verticalizzato. Minori sovrascorrimenti e faglie inverse Miocene, noti in letteratura come Formazione di nel settore occidentale e la suddivisione in piccoli bloc- Guadagnolo. I termini più alti della successione, che chi, legati a numerose faglie di limitata entità soprattutto affiorano discontinuamente alla base del versante orien- nel settore meridionale, complicano la struttura, ma l’ele- tale dei Prenestini, sono rappresentati dalla Formazione mento primario è in ogni caso ben seguibile per oltre una delle Marne a Orbulina e dalle sovrastanti torbiditi sili- decina di chilometri. Regionalmente questa struttura fa coclastiche riferibili al Tortoniano superiore (Cipollari & parte della più bassa, geometricamente parlando, delle Cosentino, 1991). falde Sabine che, verso est, si sovrappongono alle unità Solo nella porzione più meridionale dei Monti simbruine della Piattaforma Carbonatica Laziale- Prenestini affiorano anche calcari neritici Albiano- Abruzzese (PLA) tramite la “Linea Olevano-Antrodoco”, Senoniani con facies sia lagunari, soprattutto nella parte interpretata come un sovrascorrimento fuori sequenza del bassa, sia di margine con relative fasce di avanscogliera Pliocene inferiore (Cosentino & Parotto, 1991; Cipollari e retroscogliera (Carbone et al., 1971; Praturlon & Sirna, & Cosentino, 1991). Nel corso del Miocene, il settore 1976). Si tratta di diversi e limitati affioramenti che testi- Sabino ha subito le deformazioni connesse al suo coin- moniano l’esistenza di una paleogeografia piuttosto arti- volgimento progressivo nel sistema catena-avanfossa- colata, tra il Senoniano ed il Miocene medio, della PLA; avampaese, in continuo spostamento verso est (Patacca et tale disarticolazione si sarebbe prodotta a seguito di al., 1991, Cipollari & Cosentino, 1995). un’attività tettonica sviluppatasi a partire dal Cretacico I terreni affioranti sui Monti Prenestini sono stati superiore. deposti tra il Cretacico ed il Miocene e per la massima I rapporti tra questi ultimi affioramenti e quelli coevi parte sono riferibili alla porzione superiore della succes- della Piattaforma Carbonatica Laziale-Abruzzese non sione pelagica del Bacino Sabino, il quale costituisce il

Fig. 1 - Carta geologica schematica dei Monti Prenestini e dei Monti Ruffi (modificata da Cipollari & Cosentino, 1991). 1: depositi alluvionali e col- luviali; 2: depositi marini, continentali e vulcanici (Plio-Pleistocene); 3a: Formazione Frosinone (Miocene superiore); 3b: Marne a Orbulina (Miocene medio-superiore); 4: Formazione di Guadagnolo (Miocene inferiore-medio); 5: successione pelagica Sabina (Triassico superiore-Miocene inferiore); 6: successione della piattaforma carbonatica Laziale-Abruzzese (Triassico superiore-Miocene superiore); 7: faglie inverse e accavallamen- ti; 8: faglie dirette; 9: faglie indeterminate; 10: ubicazione delle sezioni misurate. – Schematic geologic map of the Prenestini-Ruffi Mountains (modified from Cipollari & Cosentino, 1991). 1: alluvial, colluvial deposits; 2: volcanic, marine and continental deposits (Plio-Pleistocene); 3a: Frosinone Formation (Late Miocene); 3b: Orbulina marls (Middle-Late Miocene); 4: Guadagnolo Formation (Early-Middle Miocene); 5: Sabine succession (Late Triassic-Early Miocene); 6: -Abruzzi carbonate platform suc- cession (Late Triassic-Late Miocene); 7: reverse fault and thrust fault; 8: normal fault; 9: undetermined fault; 10: location of measured sections. 82 Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 BARBIERI et al.

Fig. 2 - Colonna stra- evoluzione sedimentaria nei vari settori. La successione tigrafica schematica pelagica cretacico-paleogenica e di rampa carbonatica della successione sedimentaria affio- del Miocene inferiore e medio, ben sviluppata a nord rante nell’area esa- ovest (con spessori di alcune centinaia di metri), si ridu- minata. Legenda: 1: ce, divenendo anche lacunosa, verso sud est, ove poggia calcari bioclastici ed organogeni della su un frammento della PLA costituente un rilievo avan- Piattaforma Laziale- zato e probabilmente isolato (Damiani et al., 1991), Abruzzese (Albiano- rispetto al resto della piattaforma stessa. Senoniano); 2: calca- ri e calcari marnosi Qui di seguito vengono indicati i principali caratteri con selce con fre- che, secondo noi, contraddistinguono l’intera Formazio- quenti intercalazioni ne di Guadagnolo, alla quale attribuiamo tutti i depositi di calciruditi e calca- reniti e con macro- variamente citati in letteratura, come ad esempio flysch foraminiferi (Scaglia sabino, marne spongolitiche, calcareniti a punti rossi, cretacico-paleogeni- marne con brecciole ecc.. In accordo con Civitelli et al. ca); 3: marne grigie con lenti di selce e (1986a) come base della formazione, consideriamo le intercalazioni di cal- marne grigie con intercalazioni di calcareniti a Miogyp- careniti con macro- sina e Lepidocyclina, che poggiano in continuità sulla foraminiferi (Aquita- niano inf.); 4: Alter- Scaglia paleogenica con intercalazioni carbonato-clasti- nanza di marne, che; il tetto è rappresentato da un hardground su cui marne calcaree, cal- giacciono le Marne a Orbulina di età tardo Serraval- cari marnosi e calca- ri (Aquitaniano-Bur- liano-Tortoniano secondo Pampaloni et al. (1994) e digaliano); 5: calcari bioclastici (“calcareniti di tetto”) in strati e ban- Tortoniano superiore p.p. secondo Cosentino et al. chi amalgamati (Langhiano-Serravalliano). I litotipi 3, 4, 5 corrispon- (1997). L’età dovrebbe quindi essere compresa tra dono alle tre principali porzioni in cui è stata suddivisa la Formazione di Guadagnolo; 6: marne e marne argillose con Orbulina (“Marne a l’Aquitaniano ed, almeno, il Serravalliano, non essendo Orbulina”) (Serravalliano-Tortoniano p.p.); 7: arenarie torbiditiche ancora univocamente definita l’età delle calcareniti di della “Formazione di Frosinone” (Tortoniano sup.). tetto della formazione e la durata dello hiatus preceden- – Schematic stratigraphic section of the studied area. Legend: 1: -Abruzzi platform limestones (Albian-Senonian); 2: cherty lime- te la sedimentazione delle Marne a Orbulina. stones and marly limestones with resedimented calcirudites and cal- Civitelli et al. (1986a, b) hanno descritto le varie lito- carenites with larger foraminifera (Scaglia, Cretaceous-Paleogene); facies, i relativi meccanismi deposizionali, l’evoluzione 3: gray marls with chert and interbedded calcarenites with larger foraminifera (Lower Aquitanian); 4: alternating marls, calcareous sedimentaria e le correlazioni regionali della Formazio- marls, marly limestones and limestones (Aquitanian-Burdigalian); 5: ne di Guadagnolo. Accordi & Carbone (1988) e più amalgamated bioclastic limestones (“calcareniti di tetto”) (Langhian- recentemente Madonna (1995) e Civitelli et al. (1996a, Serravallian). The lithotypes 3, 4, 5 constitute the three main portions of the Guadagnolo Formation in the studied area; 6: marls and clayey b) collocano i suoi depositi in un ambiente di rampa car- marls (“Marne a Orbulina Formation”) (Serravallian-Tortonian bonatica; gli ultimi Autori evidenziano, tra l’altro, un p.p.); 7: turbiditic sandstones (“Frosinone Formation”) (Upper possibile controllo tidale sulla deposizione di questi Tortonian). sedimenti e un’organizzazione stratigrafica fortemente controllata da variazioni relative del livello marino ad sono chiari poiché, verso est, sono nascosti dalle torbidi- elevata frequenza. ti del Tortoniano superiore che affiorano nelle depressio- Più in dettaglio e facendo riferimento al settore dove si ni che separano i Monti Prenestini dai e ha uno spessore maggiore, la Formazione di Guadagnalo dalla presenza del sovrascorrimento regionale Olevano- è suddivisibile, dal basso verso l’alto, in tre porzioni prin- Antrodoco (Cipollari et al., 1993; Corrado, 1995); verso cipali (Fig. 2), ben riconoscibili anche sul terreno. La sud e sud est invece, gli affioramenti scompaiono brusca- porzione basale, d’età Aquitaniano inferiore, potente più mente al di sotto delle torbiditi del Tortoniano superiore di 100 m, è costituita da marne grigie con lenti di selce della Valle Latina e dei prodotti vulcanici pleistocenici nera e intercalazioni di calcareniti a Miogypsina e Lepi- del distretto albano. docyclina; queste ultime, che costituiscono localmente Nel settore prenestino meridionale, quindi, la succes- banchi amalgamati anche di diversi metri di spessore, sione è ben diversa da quella affiorante nel resto del mostrano indizi di risedimentazione legata a processi rilievo prenestino, ed è caratterizzata dall’appoggio gravitativi. Al di sopra segue una porzione, potente anche inconforme dei termini miocenici sui calcari neritici cre- 600 m, che ha un’età compresa tra l’Aquitaniano superio- tacici, tramite l’interposizione di successioni condensate re e il Burdigaliano ed è caratterizzata dall’alternanza di e lacunose (potenti da qualche decimetro a pochissimi marne, marne calcaree, calcari marnosi e calcari; la fre- metri e riferibili al Senoniano-Paleogene) di calcari mar- quenza e l’importanza delle litofacies più calcaree nosi e marne con foraminiferi planctonici (localmente aumenta generalmente verso l’alto, tanto che questa por- con l’interposizione di livelli ruditici risedimentati) che zione potrebbe tentativamente essere divisa in un inter- a volte costituiscono il riempimento di filoni nettuniani. vallo inferiore, più marnoso-calcareo, ed uno superiore Da quanto detto, risulta evidente come lungo la struttura più calcareo-marnoso. Le marne sono spesso caratteriz- prenestina sia possibile riconoscere una serie di contesti zate da intensa bioturbazione e dall’abbondante presenza paleogeografici che hanno condizionato una diversa di spicole di spugne silicee, oltre che di piccoli foramini- LA SEDIMENTAZIONE DI RAMPA CARBONATICA ... Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 83 feri planctonici e radiolari; i calcari marnosi e i calcari In particolare, per l’analisi sono stati utilizzati 10-30 contengono essenzialmente frammenti di echinidi, brio- mg di campione fresco che sono stati trattati con ultra- zoi, alghe rosse, foraminiferi bentonici e planctonici. La suoni e lavati con acqua bidistillata. La frazione carbo- porzione più alta della Formazione di Guadagnolo (cal- natica è stata portata in soluzione sciolta con HCl 2.5N careniti di tetto), potente circa 50 m, di età Langhiano- ultrapuro, centrifugata e lo Sr è stato separato dalla Serravalliano, è costituita da calcari bioclastici in strati e matrice mediante cromatografia a scambio ionico con banchi amalgamati, contenenti gli stessi componenti scheletrici. Sezioni Sigla dei campioni e Rapporto Età Eteropica della Formazione di Guadagnolo, più ad est, loro riferimento nel 87Sr/86S (Hodell et al, sulla PLA, al di sopra di vari termini cretacici, poggia la pannello di correlazione 1991) Formazione dei Calcari a Briozoi e Litotamni. Questi RC 3 c 0.708465 ± 32 20.35 ± 0.53 calcari, che hanno un’età compresa tra l’Aquitaniano 1-3 RC 2 b 0.708394 ± 23 21.52 ± 0.38 superiore e il Serravalliano-Tortoniano, vengono riferiti RC 1 a 0.708370 ± 40 21.92 ± 0.66 anch’essi allo stesso sistema deposizionale di rampa car- 4 CP1 a 0.708637 ± 20 17.50 ± 0.33 bonatica (Brandano & Corda, 2002). CC 3 c 0.708680 ± 23 16.79 ± 0.38 5 CC 2 b 0.708649 ± 90 17.30 ± 1.49 CC 1 a 0.708646 ± 16 17.35 ± 0.26 METODI E ANALISI 6 MVA 1 a 0.708667 ± 19 17.01 ± 0.31 MM 4 d 0.708655 ± 70 17.20 ± 1.16 L’indagine sulla porzione media della Formazione di 7 MM 3 c 0.708685 ± 44 16.71 ± 0.73 Guadagnolo, affiorante tra Rocca di Cave e Ciciliano, è MM 2 b 0.708656 ± 28 17.18 ± 0.46 stata condotta attraverso l’analisi e la correlazione di 12 MM 1 a 0.708560 ± 10 18,78 ± 0.15 sezioni stratigrafico-sedimentologiche per uno spessore CCA 4 d 0.708706 ± 15 16.37 ± 0.24 complessivo di circa 3000 metri. Le stesse sezioni sono 8 CCA 3 c 0.708530 ± 20 19.27 ± 0.33 state utilizzate per costruire un pannello di correlazione CCA 2 b 0.708533 ± 20 19.22 ± 0.33 (vedi Tavola 1, fuori testo), dal quale appare evidente, CCA 1 a 0.708462 ± 30 20.40 ± 0.49 sia l’organizzazione stratigrafica delle sequenze deposi- RP 5 e 0.708783 ± 32 13.28 ± 1.36 RP 4 d 0.708800 ± 20 12.56 ± 0.85 zionali di differente ordine gerarchico riconosciute, sia 9 RP 3 c 0.708704 ± 22 16.40 ± 0.40 la loro architettura deposizionale. RP 2 b 0.708701 ± 24 16.44 ± 0.40 Per la costruzione del pannello di correlazione sono RP 1 a 0.708718 ± 20 16.16 ± 0.33 stati utilizzati, come datum di riferimento, i limiti delle MCM 21 z 0.708721 ± 15 15.91 ± 0.64 stesse sequenze deposizionali che rappresentano superfi- MCM 20 v 0.708729 ± 15 15.98 ± 0.25 ci di significato cronostratigrafico. L’orizzontalizzazione MCM 19 u 0.708693 ± 15 16.58 ± 0.25 delle superfici di tetto di ogni sequenza, è stata realizza- MCM 18 t 0.708688 ± 31 16.66 ± 0.51 ta, progressivamente, a partire da quelle più antiche fino MCM 17 s 0.708603 ± 12 18.07 ± 0.20 alla più recente (ultimo datum di riferimento), tramite la MCM 16 r 0.708550 ± 15 18.94 ± 0.25 MCM 15 q 0.708584 ± 19 18.38 ± 0.31 rimozione, in ogni sezione misurata, dei depositi più MCM 14 p 0.708590 ± 20 18.28 ± 0.33 recenti rispetto al datum considerato. Tale procedimento MCM 13 o 0.708557 ± 15 18.83 ± 0.25 ha permesso di evidenziare le relazioni latero-verticali tra MCM 12 n 0.708434 ± 29 20.86 ± 0.48 le diverse litofacies all’interno dei corpi carbonatici evi- MCM 11 m 0.708561 ± 15 18.76 ± 0.25 denziandone, allo stesso tempo, le geometrie e l’estensio- 10 MCM 10 l 0.708560 ± 10 18.78 ± 0.16 ne laterale. MCM 9 i 0.708540 ± 11 19.11 ± 0.18 Lungo le sezioni misurate sono stati analizzati circa MCM 8 h 0.708470 ± 23 20.26 ± 0.38 700 campioni che hanno permesso di meglio definire i MCM 7 g 0.708471 ± 15 20.25 ± 0.25 caratteri tessiturali e composizionali delle litofacies rico- MCM 6 f 0.708462 ± 14 20.40 ± 0.23 MCM 5 e 0.708513 ± 13 19.55 ± 0.21 nosciute e di distinguere 7 principali microfacies; questi MCM 4 d 0.708421 ± 18 21.01 ± 0.43 elementi sono stati fondamentali per poter ricostruire un MCM 3 c 0.708467 ± 16 20.31 ± 0.26 possibile modello deposizionale. Infine, 48 campioni MCM 2 b 0.708453 ± 25 20.54 ± 0.41 sono stati utilizzati per la misura del rapporto isotopico MCM 1 a 0.708301 ± 21 23.06 ± 0.35 dello stronzio (Tab. 1) che ha consentito di valutare l’età 11 MV 1 a 0.708460 ± 21 20.42 ± 0.21 dei depositi esaminati. In quest’ultimo tipo di indagine le SSR 5 e 0.708659 ± 24 17.14 ± 0.39 misure del rapporto 87Sr/86Sr sono state eseguite, preva- SSR 4 d 0.708657 ± 13 17.17 ± 0.21 lentemente, sulla frazione carbonatica totale del campio- 12 SSR 3 c 0.708573 ± 19 18.56 ± 0.31 ne e, in qualche caso, quando disponibili, anche su sin- SSR 2 b 0.708589 ± 41 18.29 ± 0.68 SSR 1 a 0.708363 ± 18 22.02 ± 0.30 goli fossili (echinidi e frammenti di bivalvi). A questo proposito va osservato che non è stata rilevata alcuna Tab. 1 - Rapporti isotopici dello stronzio misurati su campioni prele- significativa differenza d’età tra la misura fatta sulla fra- vati lungo le sezioni stratigrafico-sedimentologiche. Le età sono state calcolate sulla base dell’equazione di Hodell et al. (1991). zione carbonatica totale del campione e quella sul fossi- – 87Sr/86Sr ratios measured on samples collected along the strati- le contenuto al suo interno, confermando l’affidabilità graphic-sedimentological sections. Ages have been calculated by using del metodo utilizzato. the regression equation reported in Hodell et al. (1991). 84 Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 BARBIERI et al. resina tipo Bio-Rad AG50-X8; successivamente la fra- zione contenente Sr è stata fatta evaporare e trattata con 87 HNO. I rapporti Sr/86Sr di ogni campione sono stati misurati con uno spettrometro di massa Finnigan MAT 262 RPQ in modo statico, presso l’Istituto di Geologia Ambientale e Geoingegneria del CNR-Roma e norma- lizzati al rapporto 86Sr/88Sr = 0,1194. La precisione interna (“within-run” precision) di ogni singola misura è espressa come 2 standard errore della media (2 s.e.) ed è stata ottenuta collezionando più di 200 rapporti isoto- pici, mantenendo un segnale stabile superiore a 2,5 V. Nel periodo in cui sono stati analizzati i campioni, lo standard dello stronzio SRM 987 ha fornito un valore di 0,71023 +/- 10 con errore espresso come 2-sigma. L’età di questi campioni è stata calcolata utilizzando le equa- Fig. 3 - Tracce di bioturbazione nella litofacies marnosa e marnoso- zioni di Hodell et al. (1991). calcarea (sezione 8, Casaletti). La componente bioclastica è costituita prevalentemente da spicole di spugna e radiolari e da gusci di forami- L’età delle sequenze di terzo ordine è stata ottenuta niferi bentonici e planctonici. Possono essere presenti frammenti di tenendo conto delle età dei campioni immediatamente echinidi e di bivalvi. soprastanti o sottostanti ai limiti delle sequenze stesse; – Bioturbation traces in the marly and marly-calcareous lithofacies (section 8, Casaletti). Bioclastic components are mainly represented questi stessi dati hanno consentito, inoltre, di stimare by siliceous sponge spicules, radiolarians, and by planktonic and ben- l’ordine della ciclicità delle diverse sequenze deposizio- thic foraminifera. nali riconosciute. Lo schema cronostratigrafico e strati- grafico-sequenziale che ne è derivato è stato poi con- Globigerinoides, nella porzione inferiore della succes- frontato con gli schemi di Haq et al. (1988) e con quelli sione; più in alto, sempre in associazioni povere e mal più recenti di Abreu & Anderson (1998) e Hardenbol et conservate, Civitelli et al. (1986a) segnalano Globoro- al. (1998). talia archeomenardii. Nell’ambito della microfacies A vi è però una certa variabilità composizionale: con la LITOFACIES E MICROFACIES sigla As è stata distinta una varietà in cui si ha un forte incremento delle spicole di spugna (spesso isoorientate Nei depositi analizzati è stato riconosciuto un numero e concentrate in lamine) che diventano nettamente molto limitato di litofacies rappresentate da: marne e dominanti rispetto ai foraminiferi planctonici. Una marne calcaree spongolitiche, calcari marnosi finemen- seconda varietà della stessa microfacies (Ax) mostra te detritici e calcari bioclastici. Di seguito sono descrit- invece un maggior addensamento della frazione granu- te le principali caratteristiche; per altri dettagli si riman- lare che porta a dei veri e propri packstone. In questo da a Civitelli et al. (1986a). caso, tra i costituenti si nota una netta prevalenza di Ogni litofacies, a sua volta, è costituita da diverse foraminiferi planctonici, subordinate spicole di spugne, associazioni di microfacies indicate con lettere alfabeti- bioclasti e frequenti granuli di glauconite. La microfa- che (A-G). cies A è presente in tutte le sezioni studiate ed è ben rap- presentata, con il suo aspetto più tipico, nelle porzioni Marne e marne calcaree spicolitiche inferiore e media della successione. In particolare la Questa litofacies è presente in tutta la successione stu- microfacies As è maggiormente rappresentata nella por- diata ma con spessori variabili. É caratterizzata da due zione stratigraficamente più bassa della successione; la principali microfacies (A e B). La prima (A) è rappre- Ax in quella medio-alta, spesso associata alle microfa- sentata principalmente da wackestone e subordinata- cies D ed F (descritte più avanti). mente da mudstone in cui, probabilmente a causa della La seconda microfacies (B) compare esclusivamente intensa bioturbazione, sono scarsamente visibili struttu- nella porzione basale della successione di Guadagnolo re sedimentarie inorganiche; le tracce fossili visibili (vedi porzione inferiore delle sezioni 10 e 12, al di sotto sono a prevalente sviluppo orizzontale (Fig. 3); i granu- della superficie corrispondente a 21 Ma). Si tratta di li hanno una dimensione prevalente di 2 micron e una, wackestone-floatstone con macroforaminiferi (essen- subordinata, compresa tra i 10 e i 20 micron. La compo- zialmente Miogypsina e Lepidocyclina) che si rinvengo- nente bioclastica è costituita, oltre che da spicole di spu- no a volte concentrati e isoorientati, a volte dispersi gna più o meno concentrate, da radiolari e gusci di fora- nella matrice, nella quale abbondano foraminiferi planc- miniferi bentonici e planctonici (Fig. 4). La macrofauna tonici, spicole di spugna e radiolari (Fig. 4). è rappresentata da echinidi e da bivalvi generalmente in frammenti. Nella parte bassa della successione sono Calcari marnosi finemente detritici stati segnalati diversi ritrovamenti di poriferi (Panseri, Si tratta di calcari marnosi, e subordinatamente marne 1953; Civitelli et al., 1986a). Tra i foraminiferi plancto- calcaree, generalmente omogeneizzati dalla bioturbazio- nici si segnalano piccole globoquadrine, globorotalidi e ne e senza evidenti strutture sedimentarie inorganiche. Si LA SEDIMENTAZIONE DI RAMPA CARBONATICA ... Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 85

Fig. 4 - Principali microfacies riconosciute nella porzione investigata della Formazione di Guadagnolo. Microfacies A: wackestone a foraminiferi planctonici e spicole di spugna silicee. Microfacies Ax: packstone a foraminiferi planctonici e, subordinatamente, spicole di spugna silicee. Microfacies B: floatstone con foraminiferi planctonici, spicole di spugna silicee e macroforaminiferi (lepidocyclinidi). Microfacies C: packstone medio-fine, generalmente mal classato, e con la presenza di foraminiferi bentonici e planctonici, frammenti di briozoi, echinidi e spicole di spugna. Microfacies D: packstone-grainstone medio-grossolano, generalmente mal classato, con frammenti di briozoi, echinidi, alghe rosse e con foramini- feri bentonici. Microfacies E: grainstone grossolano costituito prevalentemente da frammenti di briozoi. Microfacies F: packstone-grainstone a gra- nulometria medio-fine, generalmente ben classato, con abbondanti microforaminiferi bentonici e con frammenti di alghe rosse. Microfacies G: pack- stone a granulometria fine, ricco di foraminiferi planctonici e bentonici e con frammenti di briozoi, echinidi e spicole di spugne. – Thin-section photographs of the microfacies recognised in the investigated portion of the Guadagnolo Formation. Microfacies A: wackestone with planktonic foraminifera and silica sponge spicules. Microfacies Ax: packstone rich in planktonic foraminifera and, subordinately, silica sponge spicules. Microfacies B: floatstone with planktonic foraminifera, silica sponge spicules and larger foraminifera (lepidocyclinids). Microfacies C: medium-fine-grained packstone poorly sorted with benthic and planktonic foraminifera, fragments of bryozoans, echinoids and sponge spicules. Microfacies D: medium to coarse-grained packstone-grainstone with fragments of bryozoans, echinoids, red algae and benthic foraminifera. Microfacies E: coarse-grained grainstone; skeletal components are mainly represented by bryozoan fragments. Microfacies F: well-sorted medium- fine-grained packstone-grainstone with benthic foraminifera and red algae fragments. Microfacies G: fine grained packstone, rich in planktonic and benthic foraminifera and with silica sponge spicules and fragments of bryozoans. differenzia dalla precedente litofacies per una maggiore glauconite, sia associata ad intraclasti di fango con fora- componente scheletrica rappresentata, essenzialmente, miniferi planctonici, sia come riempimento totale o par- da frammenti bioclastici. È presente nella porzione infe- ziale dei gusci di foraminiferi planctonici isolati. La riore della successione di Guadagnolo, in associazione microfacies C mostra termini di passaggio sia verso le alla litofacies marnosa mentre, nella porzione media, è microfacies più fangose (microfacies A), con un incre- presente con spessori modesti e sempre in associazione mento relativo dei foraminiferi planctonici rispetto agli alla litofacies calcarea. altri bioclasti, sia verso le microfacies più sciacquate con Questa litofacies è costituita essenzialmente dalla un minor contenuto in foraminiferi planctonici (microfa- microfacies C, anch’essa caratterizzata da una certa varia- cies D, vedi descrizione più avanti). bilità composizionale e, subordinatamente, dalla microfa- La microfacies G consiste in un packstone a granulo- cies G. metria fine con una frazione granulare composta princi- La microfacies C è rappresentata da un packstone a palmente da foraminiferi planctonici e, secondariamen- granulometria medio-fine bioturbato, in cui le tracce di te, da foraminiferi bentonici, da spicole di spugna e bioturbazione si manifestano sia sotto forma di nuvole di frammenti di echinidi; si differenzia dalla microfacies Ax materiale più selezionato, sia come plaghe irregolari di per una maggiore presenza di foraminiferi bentonici e colore brunastro con elevata concentrazione di foramini- per la discreta classazione. feri planctonici. I granuli sono costituiti da frammenti di echinidi, spicole di spugne silicee, briozoi e da foramini- Calcari bioclastici feri planctonici e bentonici (Fig. 4); a questi componenti Questa litofacies è osservabile in tutta la successione si aggiungono frammenti di alghe rosse che però com- studiata ma è particolarmente abbondante nelle porzio- paiono solo a partire dalla parte alta della porzione inter- ni media e alta. Si presenta in strati singoli di spessore media della successione. Il rapporto tra foraminiferi variabile (mediamente 5-30 cm), delimitati a tetto e a planctonici e bentonici è molto variabile ed aumenta letto da superfici grosso modo piano-parallele e in stra- nelle varianti più ricche di fango. In alcune sezioni (in ti compositi che possono raggiungere spessori variabili particolare Rocca di Cave) è frequente la presenza di 86 Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 BARBIERI et al. dai 5 fino ai 150 cm. Gli strati singoli possono essere caratterizzati da set di lamine inclinate immergenti verso i settori occidentali e più raramente verso quelli orientali; tali set sono talora separati da interstrati mar- nosi sottilmente laminati o bioturbati (con spessori cen- timetrici) che a volte scompaiono a seguito di processi di amalgamazione. Molti strati mostrano strutture di forma sigmoidale, note in letteratura come “fessurazio- ne a losanga” (Zalaffi, 1963) (Fig. 5), che caratterizza- no molti calcari miocenici dell’Italia centrale. La loro genesi sembra essere il prodotto dell’azione combinata tra diagenesi e tettonica che avrebbe modificato le ori- ginarie geometrie sedimentarie. A volte l’erosione selet- tiva evidenzia superfici subparallele che simulano set di lamine inclinate, ma che in realtà derivano dalla fusio- Fig. 5 - Calcareniti affioranti nella sezione 10 (Monte Cerella). Sono ne di superfici appartenenti a strati diversi. Questi feno- presenti strutture tipiche di forma sigmoidale, note in letteratura come meni confondono e rendono piuttosto difficili la lettura “fessurazione a losanga” la cui genesi sembra essere il prodotto del- l’azione combinata tra diagenesi e tettonica. La frazione scheletrica è e l’interpretazione delle geometrie originarie. rappresentata da frammenti di echinidi, molluschi, balanidi, briozoi, Questa litofacies è formata da tre principali microfa- alghe rosse e foraminiferi planctonici e bentonici in rapporti variabili. cies: D, E ed F (Fig. 4), rappresentate da packstone e – Outcrop photograph from Monte Cerella (section 10) showing cal- carenites with the typical sigmoidal structures known as “fessurazione grainstone con granulometrie variabili da fini a grosso- a losanga”. The skeletal fraction consists of fragmented echinoids, lane, sino ad arrivare talvolta a rudstone, e con diversi molluscs, balanids, red algae and benthic and planktonic fora- gradi di classazione. In particolare la microfacies D minifera. (packstone-grainstone medio-grossolano) presenta, generalmente, una scarsa classazione e una certa varia- foraminiferi planctonici e bentonici, macroforaminiferi bilità tessiturale; si passa da termini nei quali si osserva e frammenti di echinidi, molluschi, balanidi, briozoi e una pur limitata presenza di fango e foraminiferi planc- alghe rosse. Sulla base di questi caratteri la composizio- tonici (transizione alla microfacies C) a litotipi più ne dei sedimenti può essere attribuita, in termini gene- sciacquati e con granuli mediamente più selezionati rali, ad una associazione di tipo foramol (sensu Lees & (transizione alle microfacies E e F). La frazione schele- Buller, 1972 e Lees, 1975) o heterozoan association trica è rappresentata da frammenti di briozoi, alghe (sensu James, 1997). Più in particolare la maggior parte rosse, echinidi, micro e macroforaminiferi bentonici; la dei campioni è caratterizzata da associazioni di tipo glauconite detritica e non alterata è una presenza ricor- molechfor (sensu, Carannante et al., 1988), bryomol rente. La microfacies D è presente in tutte le sezioni stu- (sensu Nelson., 1988) ed in parte rodalgale (sensu diate, soprattutto nelle porzioni media e alta della suc- Carannante et al., 1988; Carannante & Simone, 1996). cessione. Questo insieme di caratteri è stato spesso attribuito a La microfacies E (grainstone grossolano) rappresenta piattaforme carbonatiche aperte di tipo temperato, con un deposito sempre sciacquato ma non particolarmente temperature minime stagionali di 15°-16°, con acque selezionato. La frazione granulare è costituita da brio- poco profonde e piuttosto turbolente e con la presenza zoi, frammenti di echinidi, balanidi, alghe rosse, bival- di processi di upwelling che determinerebbero un vi, foraminiferi bentonici e intraclasti. Questa microfa- aumento della fertilità delle acque superficiali. A nostro cies si associa frequentemente alle litofacies D ed F. avviso, per i calcari miocenici centro-appenninici, la La microfacies F è complessivamente poco rappre- univoca relazione con climi temperati non è giustifica- sentata ed è costituita da packstone-grainstone con gra- bile in quanto, come è noto, associazioni di tipo molech- nulometria medio-fine e abbondanti microforaminiferi for, bryomol e rodalgale possono caratterizzare piatta- bentonici; tra i bioclasti sono riconoscibili frammenti di forme di tipo tropicale o subtropicale se vi sono condi- echinidi, alghe rosse e briozoi. L’analogia composizio- zioni ambientali favorevoli (vedi nutrienti, luminosità, nale con le litofacies D e E, alle quali spesso si trova salinità e circolazione delle acque) (Hallock & Schlager, associata, suggerisce una derivazione da queste ultime 1986; Bourrouilh-Le-Jan & Hottinger, 1988; Hallock et da mettere in relazione a processi idraulici in grado di al., 1988; James, 1997; Carannante & Simone, 1996). operare un’ulteriore selezione del materiale. Questa L’esistenza, nell’area considerata, di condizioni tropica- microfacies è presente nella porzione più alta della suc- li-subtropicali è inoltre avvalorata dal rinvenimento di cessione. Porites e alghe rosse (quali Sporolithon e Lithoporella) presenti, anche se solo in certi livelli, nei coevi “Calcari Associazione biotica a Briozoi e Litotamni” che costituivano, rispetto ai depositi esaminati, i termini relativamente più interni Dalle analisi macroscopiche e, soprattutto, microsco- della PLA, (Brandano et al., 2001; Brandano, 2002; piche di questi sedimenti emerge che la frazione granu- Brandano & Corda, 2002). lare è costituita da: spicole di spugne, radiolari, LA SEDIMENTAZIONE DI RAMPA CARBONATICA ... Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 87

INTERPRETAZIONE AMBIENTALE Corda, 2002) hanno permesso di suddividere questa for- mazione in differenti unità e di ricostruire l’ambiente Le litofacies e le microfacies descritte danno luogo ad deposizionale della piattaforma laziale-abruzzese associazioni di facies che formano dei corpi sedimentari durante il Miocene inferiore e medio. In particolare gli di differente spessore, estensione areale e complessità. Autori precedenti riconoscono cinque principali asso- In particolare le marne e le marne calcaree spicoliti- ciazioni litologiche con caratteristiche associazioni bio- che con le microfacies A e B rappresentano la sedimen- tiche (Fig. 8): 1) un’unità a rodoliti (RU); 2) un’unità a tazione più diffusa e continua in quasi tutta la successio- briozoi ed echinidi (BEU); 3) un’unità a foraminiferi ne di Guadagnolo mentre le litofacies più calcaree, con bentonici ed echinidi (BFEU); 4) un’unità a foraminife- le microfacies C, D, E ed F possono essere più o meno ri planctonici ed echinidi (PFEU); 5) un’unità con spi- abbondanti in funzione della diversa produzione in situ cole di spugne, foraminiferi planctonici e frammenti di e, in misura più consistente, in funzione della quantità di echinidi (SEPU). Queste associazioni vengono rispetti- materiale fornito dalle aree di maggiore produzione vamente collocate nella rampa intermedia e interna poste più ad ESE. (RU) e nella rampa esterna (BEU rampa esterna prossi- Le nostre analisi si sono concentrate sulla porzione male; BFEU-PFEU rampa esterna intermedia; SEPU media della successione, che costituisce la parte più rile- rampa esterna distale) sulla base di una serie di parame- vante dell’intero corpo deposizionale di Guadagnolo. La tri ambientali tra cui la dipendenza o meno dalla luce dei situazione più comune osservabile è rappresentata da principali costituenti. marne, calcari marnosi e calcari bioclastici organizzati In questo quadro le litofacies riconosciute nella in unità deposizionali (sequenze di facies) di tipo shal- Formazione di Guadagnolo trovano collocazione nel- lowing-coarsening upward (S.C.U.) che si sviluppano l’ambito della porzione più esterna del sistema deposi- tipicamente con spessori metrici (1-5 m), ma talvolta zionale di rampa carbonatica omoclinale, corrisponden- anche decametrici, e che possono dar luogo a ripetizio- te alla zona di deposizione dell’unità SEPU. Le associa- ni cicliche di diverse decine e centinaia di metri di spes- zioni delle litofacies e delle microfacies riconosciute sore. Queste sequenze di facies sono generalmente deli- sono state infatti interpretate come l’espressione di cicli mitate, al tetto e alla base, da superfici nette che posso- deposti in un ambiente di rampa carbonatica esterna. Lo no essere interpretate come superfici di trasgressione spessore dei cicli, l’organizzazione interna e le bioasso- relativa. Ogni sequenza è costituita da marne e calcari ciazioni dovevano essere controllate dallo spazio dispo- marnosi generalmente bioturbati, passanti gradualmen- nibile, dalle condizioni chimico-fisiche e idrodinamiche te, verso l’alto, a calcari. L’associazione delle microfa- dell’ambiente e dalla quantità di materiale “esportato” cies è spesso rappresentata dalla sequenza verticale dalle zone più produttive della piattaforma. In particola- completa (A-F) (Fig. 6); a volte sono presenti solo pic- re i rapporti tra marne e calcareniti dovrebbero essere cole sequenze A-C; in altre ancora si ha la sovrapposi- legati, essenzialmente, alla distanza dei corpi sedimen- zione delle microfacies C-D-E. Spesso nella successio- tari rispetto alla zona di massima produzione carbonati- ne esaminata le unità deposizionali risultano costituite ca. In generale, “verso mare” lo spessore delle marne da una serie di piccoli cicli coarsening-upward (media- tende ad aumentare e i contrasti tra le litofacies tendono mente 10-30 cm di spessore) che mostrano una analoga a ridursi sino a scomparire mentre le superfici di tra- organizzazione: marne bioturbate alla base passanti sgressione perdono la loro identità fisica sfumando verso il tetto a calcari marnosi e/o calcari (Fig. 7). all’interno delle marne che divengono la litologia preva- La ripetizione ciclica di queste unità doveva essere lente. Procedendo “verso terra” i contrasti tra litofacies controllata sia dalla variazione dell’accommodation tendono ad aumentare e divengono particolarmente space, sia dalla produttività del sistema carbonatico e marcati, essendo ben registrati dallo sviluppo delle tipi- quindi dai suoi diversi fattori di controllo quali: tempe- che unità shallowing-coarsening upward precedente- ratura, nutrienti, salinità, etc.. É importante sottolineare mente descritte. Ancora più “verso terra” lo spessore che i sedimenti studiati si andavano depositando su delle marne tende a ridursi e con esso l’evidenza delle un’area di raccordo tra un bacino pelagico e le parti più superfici di trasgressione, che vanno a coincidere con interne di una piattaforma carbonatica; una zona quindi superfici di strato che separano banchi di calcareniti più che doveva rappresentare il settore d’incontro tra due spessi. In questi casi, i calcari divengono la litologia diversi sistemi d’alimentazione/produzione. L’apporto prevalente e la tendenza coarsening upward è riconosci- argilloso, che caratterizza la composizione di questi bile solo attraverso un attento esame delle microfacies: sedimenti proveniva, essenzialmente, dalla catena alpi- calcareniti medio-fini (microfacies D, F), alla base dei no-appenninica, in avanzamento verso i settori orienta- corpi, passano verso l’alto a calcareniti medio-fini e li, mentre il detrito bioclastico carbonatico doveva esse- grossolane (microfacies D, E). Ancora più verso terra re prodotto in situ per quantità decisamente modeste e anche la stratificazione tende a divenire indistinta e le provenire, in misura preponderante, dai settori più inter- calcareniti spesso si presentano amalgamate e in grossi ni della piattaforma dove si depositavano i sedimenti banchi, all’interno dei quali diviene difficile distinguere riferibili ai “Calcari a Briozoi e Litotamni”. sia le variazioni tessiturali sia lo spessore dei singoli A questo proposito studi di dettaglio sui “Calcari a strati. Briozoi e Litotamni” (Brandano, 2001; Brandano & 88 Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 BARBIERI et al.

Fig. 6 - Foto di affioramento di una sin- gola unità deposizionale (sequenza shal- lowing coarsening upward) (Monte Manno, sezione 7). A fianco sono visibi- li le corrispondenti microfacies con l’in- dicazione della sigla utilizzata nel testo. La parte inferiore è costituita da marne e calcari marnosi bioturbati (wackestone e packstone con foraminiferi planctonici e spicole di spugne; microfacies A e Ax). Verso l’alto, questi passano transizional- mente a calcari marnosi finemente detri- tici (packstone fine con frammenti di echinidi, spicole di spugne e foraminife- ri planctonici; microfacies C). La parte alta è rappresentata da calcari bioclastici (packstone e grainstone medio e grosso- lano con frammenti di echinidi, di brio- zoi e di alghe rosse; microfacies D ed E). TS: superficie di trasgressione relativa. – Outcrop photograph of a single depo- sitional unit (shallowing coarsening upward sequence) (Monte Manno, sec- tion 7) and relative vertically arranged microfacies. The lower portion is made up of bioturbated marls and marly lime- stones (wackestone and packstone with planktonic foraminifera and silica sponge spicules; microfacies A e Ax). Upward they gradually pass into fine grained bioclastic marly limestones (fine grained packstone with fragments of echinoids, silica sponge spicules and planktonic foraminifera; microfacies C). The upper part is represented by bio- clastic limestones (packstone and grain- stone with fragments of echinoids, bry- ozoans and red algae; microfacies D and microfacies E). TS: transgressive or minor flooding surface.

Fig. 7 - Unità deposizionali dove il passaggio dalle marne basali alle calcareniti di tetto avviene attraver- so una serie di piccoli cicli coarse- ning-upward (mediamente 10-30 cm di spessore), costituiti alla base da marne intensamente bioturbate passanti verso l’alto a calcareniti. All’interno di questi cicli più pic- coli, la porzione calcarenitica aumenta verso l’alto a scapito di quella marnosa. Monte Vincenzo sezione 11. – Depositional units in which the passage from the basal marly por- tion to the top calcarenitic one occurs through a recurrence of small coarsening-upward cycles (10-30 cm-thick); these, in turn, show an upward increase of the calcarenitic component. Monte Vincenzo section 11. LA SEDIMENTAZIONE DI RAMPA CARBONATICA ... Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 89

Fig. 8 - Modello deposizionale della rampa car- bonatica del settore Laziale-Abruzzese durante il Miocene inferiore, con indicati i quattro prin- cipali ambienti deposizionali in cui è stata sud- divisa (da Brandano & Corda, 2002). Le sigle indicano le unità litostratigrafiche riconosciute con le tipiche associazioni biotiche (per ulterio- ri dettagli v. testo). – Lower Miocene carbonate ramp depositional model of the Lazio-Abruzzi sector showing the main depositional environments. Acronyms indicate the lithostratigraphic units with the characteristic biota associations.

STRATIGRAFIA SEQUENZIALE rale da 3-4 km fino a 10-11 km. La porzione sommitale della Formazione di Guadagnolo, che poggia con netto All’interno della successione esaminata sono state contrasto di facies sul limite di sequenza datato 16,4 Ma, individuate numerose superfici di discontinuità (vedi è rappresentata da corpi bioclastici costituiti da packsto- Tav. 1 fuori testo), che sono state interpretate come limi- ne-grainstone, da fini a grossolani, con briozoi, echinidi ti di sequenze deposizionali di differente ordine e come e alghe rosse nei quali la componente marnosa è quasi superfici di trasgressione relativa (vedi discussione più completamente assente. Gli studi su queste “calcareniti avanti). In particolare l’ordine gerarchico delle sequenze di tetto” non sono stati ancora completati e non verran- deposizionali è stato valutato tenendo conto del loro no discussi in questo lavoro; tuttavia in base alle misure spessore relativo, e dell’estensione laterale dei rispettivi del rapporto 87Sr/86Sr esse possono essere correlate con limiti di sequenza (Mutti et al., 1994) ed è stato confer- la sequenza di terzo ordine 2.3 (16,5-15,5 Ma) del ciclo mato dalla loro durata, ricavata sulla base delle datazio- TB2 di Haq et al. (1988) o con la sequenza compresa tra ni isotopiche 87Sr/86Sr su campioni provenienti da rocce i limiti Bur 5/Lan 1 e Lang2/Ser1 (16,4-14,8 Ma) di immediatamente sottostanti o soprastanti le superfici Hardenbol et al. (1998). riconosciute. Le sequenze di più basso ordine hanno un’ampia Limiti di sequenza e superfici estensione laterale e i loro limiti sono riconoscibili in di trasgressione relativa tutta l’area investigata. Presentano spessori variabili da pochi metri a oltre 150 metri e si sviluppano entro inter- Le litofacies precedentemente descritte si ripetono valli temporali compresi tra 0,9 e 1,4 Ma; vengono per- alternandosi fittamente nell’intera successione, pur con tanto considerate delle sequenze di terzo ordine (Haq et diversa prevalenza relativa alle varie altezze stratigrafi- al., 1988; Posamentier et al., 1988; Van Wagoner et al., che. Il passaggio tra una litofacies e l’altra può essere 1990; Mitchum & Van Wagoner, 1991; Vail et al., 1991). localmente erosivo, netto o graduale, consentendo di In particolare, nella nostra successione, sono state indi- interpretare tale passaggio, in relazione ai rapporti geo- viduate quattro sequenze deposizionali di terzo ordine, metrici tra le litofacies, come l’espressione o di superfici denominate Guadagnolo 1, 2, 3 e 4, con sequence boun- di inconformità (limiti di sequenze deposizionali) o di daries datati a 21,0 Ma, 19,8 Ma, 18,9 Ma e 17,8 Ma che superfici di trasgressione relativa (Fig. 9). hanno una stretta corrispondenza, in termini di età, con In generale i passaggi netti tra litofacies marnose, alla quelle individuate da Hardenbol et al. (1998) per l’inter- base, e i soprastanti corpi calcarenitici bioclastici sono vallo temporale compreso tra 21 e 16,4 Ma, i limiti delle stati interpretati come limiti di sequenze di vario ordine quali sono stati chiamati Aq/Bur 1 (21,0 Ma), Bur 2 (Fig. 9a, b e 10); mentre la sovrapposizione diretta di (19,5 Ma), Bur 3 (18,7 Ma) e Bur 4 (17,3 Ma). Queste marne, spesso bioturbate, su calcareniti bioclastiche, che unità sono a tutti gli effetti delle sequenze composite suggerisce il passaggio brusco da facies relativamente (sensu Mitchum & Van Wagoner, 1991) o sequenze com- meno profonde a quelle più profonde, è stata interpretata posite a grande scala (sensu Mutti et al., 1994), in quan- come l’espressione di superfici di trasgressione relativa to al loro interno sono state riconosciute altre superfici di (Fig. 9c, d e 11). discontinuità che costituiscono i limiti di altrettante La formazione delle diverse superfici d’inconformità sequenze deposizionali, ma di ordine più elevato (essen- riconosciute nella successione riteniamo sia legata prin- zialmente quarto ordine) che si sviluppano entro inter- cipalmente alla ciclicità eustatica, connessa alle oscilla- valli compresi tra i 100.000 e i 250.000 anni. Le sequen- zioni climatiche del Cenozoico e, secondariamente, a ze di quarto ordine presentano spessori variabili da un fattori di natura tettonica. In tutta la successione esami- massimo di 35 m a un minimo di 3 m ed estensione late- nata non sono state rinvenute litofacies o superfici da 90 Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 BARBIERI et al.

ne sarebbe strettamente connessa con risalite relative dis- continue del livello marino, separate da altrettante fasi di sediment starvation. Queste fasi sarebbero marcate dal- l’intensa bioturbazione e, a luoghi, dalla presenza della glauconite, riscontrata nelle litofacies più marnose.

Organizzazione stratigrafica L’organizzazione di questa successione può essere vista a differenti scale gerarchiche. In generale, le diver- se sequenze di terzo ordine mostrano un’evidente geome- tria a pinch-out in direzione S-SE (vedi pannello di cor- relazione nella Tav. 1 fuori testo) sui depositi più antichi di età variabile dal Paleogene al Cretacico. Infatti la por- zione basale dell’intera successione, datata circa 21 Ma, nel settore sud-orientale poggia su depositi di piattaforma del Cretacico superiore, direttamente oppure tramite pochi metri di pelagiti condensate (Cretacico-Paleo- gene); invece, nel settore nord-occidentale, essa si sovrappone in continuità, alle pelagiti di età Oligocene- Miocene inferiore. L’intera successione analizzata costi- tuisce, quindi, un cuneo sedimentario che sembra aprirsi verso i settori settentrionali e occidentali e si chiude verso quelli orientali e meridionali. L’insieme delle quat- tro sequenze di terzo ordine definirebbe così un ciclo tra- sgressivo-regressivo (sensu Jacquin & Vail, 1995) che si sviluppa durante una risalita relativa del livello marino in cui il sistema deposizionale di rampa ha una fase di aggradazione e retrogradazione (backstepping) tra 21 e 18,0 Ma (sequenze Guadagnolo 1 e 2 e parzialmente 3) e Fig. 9 - Colle Casaletti, sezione 8. a, b: espressione fisica di limiti di sequenze deposizionali di terzo ordine. I limiti sono evidenziati dal una fase di aggradazione e progradazione (forestepping) netto contrasto tra le facies calcarenitiche (sovrastanti) e quelle marno- tra 18,0 e 15,0 Ma (sequenze Guadagnolo 3 e 4 e deposi- se bioturbate sottostanti che appartengono alla sequenza deposizionale ti ancora più recenti riferibili al Langhiano). precedente; c: espressione fisica delle superfici di trasgressione relati- va al tetto e alla base di unità deposizionali interpretabili come parase- All’interno delle sequenze di terzo ordine l’organizza- quenze; d: particolare di una delle superfici che mostra il contatto tra zione delle sequenze ad alta frequenza consente di rico- le calcareniti e le marne bioturbate immediatamente sovrastanti. noscere i systems tract trasgressivi e di stazionamento – Colle Casaletti, section 8. a, b: Physical expression of third order depositional sequence boundaries. These are marked by the sharp alto i quali mostrano, sulla stessa verticale, variazioni di facies contrast between the overlying calcarenites and the underlying spessore connesse alla generale tendenza di aggradazio- bioturbated marls. c: Physical expression of the transgressive or minor ne-retrogradazione e aggradazione-progradazione rico- flooding surfaces bounding depositional units interpreted as parase- quences.; d: close-up showing a detail of a transgressive surface with nosciuta sul ciclo di ordine minore. above the intensively bioturbated marls. Sulla base dello stacking pattern delle parasequenze, anche all’interno delle sequenze di quarto ordine è possi- mettere in relazione a momenti di temporanea emersio- bile riconoscere depositi riferibili ai systems tract tra- ne; le inconformità riconosciute dovrebbero infatti regi- sgressivi e di stazionamento alto. strare dei downward shift delle facies connessi, essen- zialmente, alle cadute relative del livello marino (vedi Descrizione delle sequenze anche Spalletti et al., 2000). Risulta inoltre evidente, Qui di seguito viene data una breve descrizione delle almeno per le sequenze ad alta frequenza, che le superfi- sequenze di terzo ordine riconosciute nella porzione ci di inconformità che le delimitano possono avere investigata della Formazione di Guadagnolo. diversa espressione fisica spostandosi lungo la rampa: esse, infatti, sono caratterizzate da un limite netto e/o Sequenza Guadagnolo 1 erosivo, nei settori sud-orientali della rampa e possono Questa sequenza si sviluppa nell’intervallo compreso perdere ogni evidenza fisica, diventando superfici di tra 21,0 e 19,8 Ma. È presente nelle sezioni più setten- conformità, nei settori nord-occidentali, quindi più spo- trionali (8, 10, 11 e 12) con uno spessore compreso tra stati verso il bacino. 88 m e circa 140 m, mentre nella zona di Rocca di Cave Le superfici di trasgressione relativa delimitano, al (sezioni 1, 2, 3) esso si riduce fortemente a meno di tetto e alla base, corpi sedimentari semplici (le citate 10 m. L’intera sequenza è costituita prevalentemente da sequenze S.C.U.) che possono corrispondere alle “para- litofacies marnose e marnoso-calcaree con subordinate sequenze” di Van Wagoner et al. (1990), la cui formazio- LA SEDIMENTAZIONE DI RAMPA CARBONATICA ... Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 91

Fig. 10 - Monte Cerella, sezione 10. Associazioni di microfacies che caratterizzano i depositi al di sopra e al di sotto di una superficie di inconformità, limite di sequenza deposizionale di quarto ordine (SB). Grainstones bioclastici (microfacies E e D) poggiano direttamente su packstone a foraminiferi planctonici e spicole di spugna (microfacies Ax). – Monte Cerella, secton 10. Microfacies from the deposits immediately above and below a sequence boundary (SB). Bioclastic grainstones (microfacies E e D) directly overlie packstones with planktonic foraminifera and sponge spicules (microfacies Ax).

appartenenti al TST, mostrano uno sviluppo da aggradazionale a retrogradazionale, men- tre quelle che costituiscono l’HST sono caratterizzate da un’organizzazione essen- zialmente progradazionale. Questo carattere è ben evidenziato dallo spostamento verso il bacino dei sequence boundaries delle sequenze di quarto ordine che si raccordano con la superficie di massima ingressione marina della Guadagnolo 2 nel settore com- preso tra le sezioni 10 e 12.

Sequenza Guadagnolo 3 La sequenza Guadagnolo 3 si sviluppa tra 18,9 e 17,8 Ma; il suo spessore varia da un minimo di 5 m nel settore di Rocca di Cave, fino ad un massimo di circa 90 m nei settori più esterni (sezioni 8 e 12). Il limite di sequenza di tetto è riconoscibile in tutte le sezioni misurate, estendendosi complessiva- porzioni calcarenitiche organizzate in sequenze di facies mente per circa 12 km; esso dovrebbe inol- S.C.U, separate alla base e al tetto da superfici di tra- tre coincidere con il limite superiore del ciclo TB2.2.1 sgressione relativa. Le microfacies presenti sono orga- (datato a 17,5 Ma) di Haq et al. (1988). nizzate in associazioni di tipo A-C e A-G-C. Le litofacies più rappresentate sono quelle calcareniti- All’interno della Guadagnolo 1 la risoluzione strati- che e marnoso-calcaree, sempre organizzate in unità grafica e i contrasti di facies hanno permesso di indivi- shallowing-coarsening upward, nelle quali le associazio- duare solo quattro sequenze ad alta frequenza. La loro ni di microfacies più rappresentate sono le C-D e le C-D- organizzazione, l’estensione dei rispettivi limiti e la loro E e, solo subordinatamente, le Ax-C -D e le A-C-D-E. diversa espressione fisica hanno consentito di differen- Anche all’interno della Guadagnolo 3 sono riconosci- ziare i systems tract trasgressivo e di stazionamento alto. bili sequenze ad alta frequenza, il cui stacking pattern La superficie di massima ingressione marina (mfs) è consente di differenziare depositi riferibili al TST, in marcata da intensa bioturbazione e dalla presenza di gra- assoluto i più rappresentati estendendosi lateralmente in nuli di glauconite. tutta l’area, e all’HST che si rinvengono solo nella por- zione più nord-occidentale. A partire dall’HST della Sequenza Guadagnolo 2 Guadagnolo 3 l’intero sistema deposizionale di rampa inizia a migrare verso il bacino, conferendo alla succes- Questa sequenza che si sviluppa nell’intervallo com- sione un carattere progradazionale, unitamente ad una preso tra 19,8 e 18,9 Ma ha uno spessore, nel settore com- netta fase di aggradazione. preso tra le sezioni 8 e 12, che varia da un minimo di 45 m fino ad un massimo di circa 65 m, mentre nella zona di Rocca di Cave (sezioni 1, 2, 3) si riduce a pochi metri. Le Sequenza Guadagnolo 4 litofacies più rappresentate sono quelle calcareo-marnose Anche questa sequenza, che si sviluppa tra 17,8 e 16,4 e calcarenitiche, anche in questo caso organizzate in unità Ma, si segue per tutta l’estensione dello spaccato strati- shallowing-coarsening upward formate prevalentemente grafico (approssimativamente 12 km); lo spessore si dalle microfacies A-C e G-C-D. Lo stacking pattern delle riduce gradualmente, dai circa 105 m della sezione 12 a sequenze ad alta frequenza individuate consente di diffe- circa 77 m della sezione 8, nel settore centrale, per pas- renziare nella Guadagnolo 2 i systems tract trasgressivo e sare a meno di 25 m nel settore di Rocca di Cave (sezio- di stazionamento alto. Le sequenze ad alta frequenza ni 1, 2, 3). 92 Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 BARBIERI et al.

Il limite di sequenza di tetto costi- tuisce un’importante superficie di inconformità marcata da un netto contrasto litologico e morfologico che separa la porzione mediana, essenzialmente marnoso-calcarea, della Formazione di Guadagnolo da quella sovrastante, costituita esclusi- vamente da termini calcarei. Questo limite può essere seguito, più o meno agevolmente, lungo tutta la struttura dei Monti Prenestini ed è ben visibile sia in affioramento (Fig. 12) sia in foto aeree. Le litofacies sono rappresentate da calcareniti bioclastiche, calcari-mar- nosi detritici e, subordinatamente da marne calcaree. Le microfacies, orga- nizzate sempre in unità coarsening upward, sono prevelentemente le C- D-F, le C-D-E e le Ax-C-D-E. Al- l’interno delle sequenze ad alta fre- quenza, sono riconoscibili depositi riferibili ai systems tract trasgressivo e di stazionamento alto. Allo stesso modo il loro stacking pattern permet- te di differenziare il TST e l’HST della Guadagnolo 4. Il TST mostra una tendenza prevalentemente da aggradazionale a lievemente retrogra- dazionale mentre i depositi riferibili Fig. 11 - Monte Cerella, section 10. Microfacies che caratterizzano i depositi presenti al di sopra all’HST sono meno rappresentati e e al di sotto di una superficie di trasgressione relativa (TS). I depositi sopra la superficie di tra- sgressione sono costituiti da packstones a foraminiferi planctonici e spicole di spugna (micro- sono caratterizzati dallo sviluppo di facies Ax), quelli al di sotto da packstone-grainstones e grainstones bioclastici (microfacies E corpi poco spessi e molto estesi late- e D). ralmente. La superficie di massima – Monte Cerella, secton 10. Microfacies from the sediments above and below a transgressive or flooding surface (TS). Wackestone-packstones with planktonic foraminifera and sponge ingressione marina è estesa comples- spicules (microfacies Ax) overlie bioclastic packstone-grainstones and grainstones (microfa- sivamente per circa 7 km ed è caratte- cies E e D). rizzata da un intervallo intensamente bioturbato con abbondanza di tracce fossili a prevalente sviluppo orizzontale e di granuli glauconitici.

DISCUSSIONE Le indicazioni che sono emerse dall’analisi delle lito- facies e da quella stratigrafico sequenziale nonchè dai dati provenienti dalle misure del rapporto isotopico dello stronzio, consentono di fare alcune considerazioni sulla organizzazione della successione esaminata e sull’utiliz- zazione degli isotopi dello stronzio come metodo inte- grativo per una migliore definizione degli eventi a scala regionale e globale.

Organizzazione della successione esaminata Fig. 12 - Superficie di inconformità (datata a 16,4 Ma) che separa i depositi della Guadagnolo 4 da quelli essenzialmente calcarei biocla- La geometria a cuneo di questa successione, con varia- stici della porzione superiore della Formazione di Guadagnolo. zioni di spessore da circa 25 m fino ad un massimo di – Sequence boundary dated to 16.4 Ma separating the Guadagnolo 4 deposits from the calcareous bioclastic sediments constituting the circa 380 m, l’organizzazione stratigrafica interna e i upper portion of the Guadagnolo Formation. rapporti variabili tra la componente carbonatica e quella LA SEDIMENTAZIONE DI RAMPA CARBONATICA ... Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 93 argillosa, dovrebbero costituire la risposta alla interazio- legato all’incremento della produttività carbonatica su ne tra subsidenza, eustatismo, produzione carbonatica, ampi settori della piattaforma (vedi anche Brandano & paleotopografia e tettonica sin-sedimentaria. Corda, 2002). L’eustatismo connesso alle oscillazioni climatiche Con riferimento invece alla tettonica sin-sedimentaria, sembra aver giocato un ruolo fondamentale durante il nel pannello di correlazione (Tav. 1 fuori testo) è visibi- Cenozoico; i dati che emergono dal record isotopico del- le come all’interno delle sequenze Guadagnolo 3 e 4 l’ossigeno indicano che il Miocene inferiore fu caratte- alcune delle sequenze ad alta frequenza presenti (da noi rizzato da una fase di stazionamento alto del livello interpretate come sequenze a controllo tettonico) mostri- marino che fu seguita, durante il Miocene medio, da una no rapporti stratigrafici fortemente discordanti con quel- caduta molto netta (vedi Abreu & Anderson, 1998 e le sottostanti. Queste sequenze tendono ad espandersi Hardenbol et al., 1998). Nell’area esaminata questa rapidamente verso NNO raggiungendo spessori variabi- caduta potrebbe corrispondere al limite di sequenza li dai 23 ai 35 m in corrispondenza della sezione 12, datato 16,4 Ma. Dalle curve eustatiche riportate dagli mentre si riducono rapidamente di spessore verso SSE Autori precedentemente citati è possibile valutare nel giro di qualche chilometro. Esse sono marcate da un approssimativamente che, dopo la caduta eustatica collo- netto downward shift delle facies e sono ben evidenti le cata a circa 21 Ma, c’è stato un sollevamento complessi- superfici d’inconformità che le delimitano alla base e al vo fino a 17 Ma di circa 50 m, seguito, come è stato già tetto. Riteniamo che tutto ciò possa essere interpretato accennato, dalla caduta dei 16,4 Ma, stimata in poco più come l’effetto di locali variazioni di subsidenza, proba- di 80 m. Tenuto conto di ciò, nell’intervallo compreso tra bilmente legate a una tettonica sin-sedimentaria, che 21 e 17 Ma, è stato calcolato il tasso di risalita eustatica avrebbe determinato variazioni relative del livello mari- (circa 14 m/Ma) e, riferendoci allo spessore massimo di no al di fuori dei trend eustatici legati alla ciclicità ad sedimenti misurato nell’area (sezione 10), anche il tasso alta frequenza e avrebbe quindi provocato lo spostamen- di subsidenza totale (circa 95 m/Ma), considerato come to, verso il bacino, dei punti di equilibrio delle stesse la somma della subsidenza tettonica e di quella da cari- sequenze (vedi anche Mutti, 1990). L’attività tettonica, co. Sebbene quest’ultimo dato sia da considerare una determinando movimenti differenziali di blocchi produs- stima approssimata e conservativa, in quanto non tiene se, probabilmente, ondulazioni della superficie deposi- conto, ad esempio, della compattazione tardiva, esso zionale della rampa (vedi anche discussione in Bigi et risulta essere circa 7 volte maggiore rispetto al tasso di al., 1996/97) che, a loro volta, avrebbero controllato la risalita eustatica. Questo valore evidenzierebbe così che geometria dei corpi sedimentari con conseguenti locali la creazione di spazio disponibile per la sedimentazione variazioni degli spessori. fu fortemente controllata dalla subsidenza e, in partico- Quest’attività tettonica, essenzialmente estensionale, lare nel settore considerato, dalla sua componente tetto- che agiva sul settore occidentale della rampa carbonati- nica, a sua volta connessa alla generale fase di flessura- ca, può essere interpretata come l’espressione, in aree zione del bacino di avampaese (vedi anche Reid & ancora abbastanza lontane, delle prime fasi di flessura- Dorobek, 1993, per ambientazioni tettoniche simili). zione dell’avampaese appenninico (vedi Malinverno & La tendenza trasgressivo-regressiva e la relativa Ryan, 1986; Patacca et al., 1990; Doglioni, 1991; costanza di litofacies mostrate dalla nostra successione Royden, 1993). possono essere interpretate dunque come l’espressione di una concomitante azione della componente tettonica Cronostratigrafia isotopica della subsidenza e della risalita eustatica che hanno Le età calcolate sulla base dei valori del rapporto determinato la conservazione pressoché continua (anche 87Sr/86Sr confermano, nel loro insieme, la validità delle se modulata in ciclici aumenti e diminuzioni), dello spa- suddivisioni e delle correlazioni effettuate, in modo del zio di accomodamento, unitamente ad una più o meno tutto indipendente, sulla base dell’analisi di facies. continua produttività carbonatica e a un più o meno Infatti i risultati ottenuti sono coerenti con i pochi dati cospicuo apporto di materiale bioclastico proveniente biostratigrafici esistenti e contribuiscono sensibilmente a dai settori più interni della rampa. Questa tendenza è ben migliorare la conoscenza dell’intervallo geocronologico- evidenziata nel pannello di correlazione (vedi Tav. 1 cronostratigrafico (21-16,4 Ma) all’interno del quale si fuori testo, in particolar modo nel settore più esterno: sviluppa la successione esaminata. Allo stesso tempo i sezione 12) dalle variazioni dello spessore del transgres- risultati ottenuti, pur con le limitazioni intrinseche lega- sive systems tract delle sequenze di terzo ordine che te alla risoluzione del metodo nell’intervallo investigato, diminuisce, passando dalla sequenza Guadagnolo 1 alla forniscono utili informazioni sia sull’ordine della ciclici- 2, per riaumentare successivamente passando alle tà eustatica ad alta frequenza, sia sulle datazioni di que- sequenze Guadagnolo 3 e 4. In definitiva si può ipotiz- gli eventi tettonici che avrebbero controllato lo sviluppo zare che, ad una fase iniziale di retrogradazione dei di alcune delle sequenze individuate. diversi systems tract delle sequenze di terzo ordine, pro- Discrepanze di età sono state individuate nei campio- babilmente connessa ad una minore apporto di detrito ni MCM 12 e MCM 5 che risultano, temporalmente, non bioclastico, abbia fatto seguito una fase di aggradazione in successione stratigrafica (vedi Tab. 1); il campione e successiva progradazione connessa ad un forte incre- MCM 12 è infatti più vecchio di almeno 1,37 Ma rispet- mento dell’apporto di materiale bioclastico a sua volta 94 Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96 BARBIERI et al. to al campione MCM 11 mentre il campione MCM 5 caratterizzata da un impilamento, a diverse scale gerar- risulta più giovane di almeno 0,41 Ma rispetto al cam- chiche, di sequenze deposizionali di terzo e quarto ordi- pione MCM 6. Le variazioni di età riscontrate nei cam- ne, al cui interno sono presenti depositi riferibili ai pioni MCM 12 e MCM 5 possono trovare una loro spie- systems tract trasgressivi e di stazionamento alto. gazione se viene considerata la loro posizione rispetto L’assenza di depositi chiaramente attribuibili a systems alle superfici di discontinuità: limiti di sequenze e super- tract di stazionamento basso è giustificabile se si consi- fici di trasgressione relativa. In particolare durante i derano ambiente deposizionale e forte subsidenza tetto- periodi di rapida risalita relativa del livello marino, in nica. Infatti nel settore distale di una rampa carbonatica corrispondenza delle principali superfici di trasgressione dove i principali produttori di detrito bioclastico sono (maximum flooding surfaces), la presenza di facies con- organismi foto-indipendenti è, a nostro avviso, difficile densate, con livelli intensamente glauconitizzati e mag- che il sistema possa registrare con chiarezza cadute giori concentrazioni di sedimenti pelitici, potrebbe aver eustatiche che, tra l’altro, dovevano essere anche in parte alterato l’originario rapporto 87Sr/86Sr in quanto il rubi- attenuate dalla subsidenza tettonica. Inoltre, nel nostro dio contenuto nella glauconite o nei minerali argillosi, caso, l’organizzazione delle sequenze riconosciute non è avrebbe potuto modificare, per decadimento radioattivo, sempre sufficiente a distinguere i depositi sicuramente la quantità di 87Sr originario della roccia. Analogamente, attribuibili a un LST da quelli che possono rappresentare anche in corrispondenza delle principali superfici d’in- già l’inizio di un TST. A grande scala l’intera successio- conformità (sequence boundaries) possono essersi ne costituisce un ciclo trasgressivo-regressivo che si è instaurati fenomeni di diagenesi precoce in grado di sviluppato nell’intervallo compreso tra 21 e 16,4 Ma modificare l’originario rapporto 87Sr/86Sr. (Miocene inferiore e parte del medio) nell’ambito di una generale fase di debole risalita eustatica. Le variazioni glacio-eustatiche possono essere consi- CONCLUSIONI derate il principale meccanismo per la formazione dei L’analisi di facies e stratigrafico-sequenziale condotta limiti delle sequenze di terzo e quarto ordine sebbene su una porzione della Formazione di Guadagnolo ha por- soprattutto la componente tettonica della subsidenza sia tato ad una nuova suddivisione stratigrafica e al tempo un fattore importante che ha condizionato la creazione stesso cronologica, di questa successione. Le diverse di spazio disponibile per la sedimentazione della suc- unità individuate e delimitate dalle principali superfici di cessione studiata, avendo avuto un tasso circa 7 volte discontinuità, sono state datate utilizzando il metodo superiore rispetto a quello della risalita eustatica che ha della stratigrafia isotopica dello stronzio. L’uso di questa caratterizzato l’intervallo temporale analizzato. Questi metodologia è risultato fondamentale in quanto i risulta- tassi di subsidenza trovano una logica spiegazione nel ti ottenuti hanno confermato l’affidabilità di questa tec- generale meccanismo di flessurazione dell’avampaese nica e hanno fornito importanti informazioni sia sulla appenninico; meccanismo che sarebbe responsabile collocazione stratigrafica di questa successione, sia sul- anche di locali fenomeni tettonici sin-sedimentari, capa- l’ordine della ciclicità sedimentaria riconosciuta. ci di produrre ondulazioni della superficie deposiziona- Le indagini condotte hanno evidenziato che questi le della rampa e di dar luogo alla formazione di alcune sedimenti sono stati deposti nel settore più esterno di una sequenze ad alta frequenza generate al di fuori dei nor- rampa carbonatica omoclinale; il loro carattere ciclico e mali trend eustatici. l’organizzazione stratigrafica, la geometria e l’estensione dei corpi sedimentari sono frutto di un complesso equili- RINGRAZIAMENTI - Gli Autori ringraziano i due anonimi revisori per la lettura critica del manoscritto; M. Salvati ha brio tra la subsidenza tettonica, le variazioni eustatiche, curato la realizzazione cartografica della Tavola f.t. e la parte il rapporto tra produzione carbonatica e apporti sia peli- iconografica. Ricerca eseguita con fondi MIUR e con fondi tici che carbonatici. L’organizzazione stratigrafica è IGAG (CNR).

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