Sergio G. Longhitano. PAROLE CHIAVE: Bacino di Potenza, delta Gilbert, sollevamento tettonico, glacio-eustatismo, stratigrafia sequenziale.

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1 Geologica Romana 41 (2008), INTERAZIONE TRA SOLLEVAMENTO TETTONICO ED EUSTATISMO DI ALTA FREQUENZA ALL INTERNO DELLA SUCCESSIONE DELTIZIA DEL PLIOCENE MEDIO-SUPERIORE DEL BACINO DI POTENZA (APPENNINO MERIDIONALE) Sergio G. Longhitano Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli Studi della Basilicata Campus di Macchia Romana, V.le dell Ateneo lucano, Potenza, Italia. RIASSUNTO - La successione sedimentaria del Bacino di Potenza (Appennino meridionale) complessivamente spessa m, consiste in due cicli deposizionali separati da una superficie di discordanza angolare (Unità di Altavilla ed Unità di Ariano, Pliocene Inferiore-Medio e Medio-Superiore, rispettivamente), che rappresentano l espressione di due sequenze deposizionali di terzo ordine. In questo lavoro viene analizzata la sola Unità di Ariano, la cui parte inferiore risulta costituita da depositi sabbioso-argillosi di mare poco profondo che rapidamente evolvono verso l alto a sedimenti più grossolani clinostratificati, attribuibili a delta di tipo Gilbert. Questi ultimi, che raggiungono spessori non superiori ai m, costituiscono il riempimento di almeno due sequenze di 4 ordine, che a loro volta sono formate da altre unità di rango inferiore (5 ordine), le quali mostrano geometrie progradanti verso i settori depocentrali del bacino secondo un architettura deposizionale di tipo forward-stepping. Questa organizzazione stratigrafica è considerata essere l espressione dell influenza di un costante sollevamento tettonico del margine meridionale del bacino da cui tali delta progradavano, durante una generalizzata fase di stazionamento basso del livello del mare. Sulla base di questa ipotesi, tali depositi vengono interpretati come un Lowstand Prograding Complex durante la cui formazione variazioni glacio-eustatiche di alta frequenza del livello del mare ne avrebbero controllato la sedimentazione alla scala di unità di rango inferiore. PAROLE CHIAVE: Bacino di Potenza, delta Gilbert, sollevamento tettonico, glacio-eustatismo, stratigrafia sequenziale. ABSTRACT - The Potenza Basin sedimentary succession (Southern Apennines), m thick, consists of two depositional cycles separated by an angular unconformity (Altavilla and Ariano units of Lower-Middle and Middle-Upper Pliocene, respectively), which represent the expression of two 3th-order depositional sequences. This paper focuses on the single Ariano Unit, the lowermost part of which is composed by marine shallow-water sandy-muddy sediments passing upwards to transitional coarse-grained clinostratified deposits of Gilbert-type deltas. Gilbert deltas, m thick, represent the filling of two 4 th -order sequences, composed in turn by a series of 5 th -order stratal units, characterized by basinward progradational geometries forming forward-stepping depositional architectures. This architectural arrangement is interpreted as the result of the intimate interaction between a constant tectonic uplift of the southern margin of the basin during a generalized stage of relative sea-level lowstand. Accordingly, coarse-grained Gilbert-type deltas may represent a Lowstand Prograding Complex, which deposits may have been influenced by higher-frequency sea-level changes of glacio-eustatic origin. KEY WORDS: Potenza Basin, Gilbert-type deltas, tectonic uplift, glacio-eustasy, sequence stratigraphy. INTRODUZIONE I sistemi deltizi di tipo Gilbert presenti lungo i margini di bacini tettonicamente attivi rappresentano degli apparati deposizionali largamente conosciuti e documentati nel passato in differenti contesti strutturali (e.g., Colella et al., 1987; Colella, 1988; Chough et al., 1990; Gawthorpe et al., 1990; Scholz et al., 1990, 1993; Dart et al., 1994; Gawthorpe et al., 1994; Dorsey et al., 1995, 1997; Sohn et al., 1997; Gupta et al., 1999; Wells et al., 1999; Soreghan et al., 1999). In generale, le loro architetture deposizionali e le relazioni latero/verticali nelle associazioni di facies riconosciute al loro interno costituiscono dei buoni indicatori sia di meccanismi auto-ciclici che agiscono a scala locale, sia di fattori che agiscono a più grande scala, come deformazioni tettoniche dei margini del bacino e variazioni relative del livello del mare (e.g., Leeder et al., 1988; Gawthorpe et al., 1994; Eliet & Gawthorpe, 1995). Ciò nonostante, relativamente pochi studi hanno focalizzato l attenzione sull analisi delle caratteristiche sedimentarie e delle geometrie deposizionali di sistemi deltizi di tipo Gilbert influenzati da cicli di oscillazione relativa del livello del mare di alta frequenza (5-6 ordine) e che sono notoriamente attribuiti all influenza di fattori di tipo allo- ed auto-ciclico (Bardaji et al., 1990; Dorsey et al., 1997). Allo stesso modo, poco numerosi risultano i lavori concentrati sull analisi stratigrafica di delta di tipo Gilbert sviluppatisi all interno di bacini di thrust-top (e.g., Lòpez-Blanco et al., 2003).

2 36 Geologica Romana 41 (2008), LONGHITANO I bacini sedimentari di thrust-top, classicamente conosciuti nella letteratura specialistica anche come bacini di piggy-back, satellite o perched basins (Ori & Friend, 1984; Ricci Lucchi, 1986; Butler & Grasso, 1993; De Celles & Giles, 1996), costituiscono un settore dei sistemi di foreland in grado di ricevere cospicui volumi di sedimenti provenienti da aree emerse della catena e che, durante il loro accumulo, possono risentire di intense fasi di deformazione tettonica (Zoetemeijer et al., 1992, 1993; Butler & Grasso, 1993; Hippolyte et al., 1994, 1995; Butler et al., 1995; Cipollari & Cosentino, 1995). Tali bacini, isolati o parzialmente intercomunicanti con aree di avanfossa s.s., sono presenti sui fronti in deformazione delle catene dove il sollevamento e i processi di deformazione tettonica interagiscono intimamente con oscillazioni del livello del mare connesse al glacio-eustatismo (e.g., Riba, 1976; Anadon et al., 1986; Zapata & Allmendinger, 1996; Patacca & Scandone, 2001). Considerata la complessità degli stili tettonici che spesso interessano le aree di margine dei bacini di thrusttop, anche le deformazioni locali del substrato su cui le successioni sedimentarie si sviluppano giocano un ruolo importante nella evoluzione delle sequenze deposizionali e nello sviluppo delle loro geometrie interne. In particolare, la crescita di strutture a pieghe in settori frontali di sistemi a thrust, svincolate da strutture di trasferimento anche di carattere locale, può determinare differenti tassi sia di sollevamento tettonico, sia di subsidenza anche lungo il medesimo margine di un bacino sedimentario (Doglioni & Prosser, 1997), producendo differenti gradienti di inclinazione dei settori costieri immediatamente adiacenti ai margini del bacino. Se tali condizioni si realizzano, l eventuale sviluppo di depositi deltizi di tipo Gilbert viene profondamente controllato da questi fattori che ne influenzano direttamente l architettura deposizionale. Un approccio di tipo sequenziale nell analisi di successioni di margine di un bacino di thrust-top può contribuire alla comprensione dei meccanismi di interazione tra deformazioni tettoniche e variazioni relative del livello del mare di alta frequenza. In questo caso, il Bacino di Potenza rappresenta uno specifico esempio all interno del quale verificare questa ipotesi di lavoro. CARATTERI GEOLOGICI E STRATIGRAFICI DELLA SUCCESSIONE DEL BACINO DI POTENZA Il Bacino di Potenza occupa un settore interno dell Appennino lucano (Fig. 1a), il quale rappresenta un esteso segmento dell Appennino meridionale. Quest ultimo costituisce un cuneo di accrezione orogenica (Roure et al., 1991), formato da differenti unità tettono-stratigrafiche (Unità liguridi, Unità della Piattaforma appenninica e Unità lagonegresi in Fig. 1b e 1c), organizzate in sistemi a thrust fuori sequenza, la cui strutturazione è stata datata a partire dal tardo Oligocene - Miocene fino al Pleistocene (Dewey et al., 1989; Boccaletti et al., 1990; Monaco et al., 1998; Menardi Noguera & Rea, 2000; Patacca & Scandone, 2001). L edificio a pieghe e thrust si è successivamente evoluto attraverso l influenza di ulteriori deformazioni di tipo estensionale e trascorrente da parte di sistemi orientati NNO-SSE e NE-SO, responsabili dell attuale conformazione morfo-strutturale che l Appennino meridionale presenta (Hippolyte et al., 1995). Contemporaneamente alla strutturazione dell edificio a falde, il settore di hinterland dell Appennino meridionale è stato caratterizzato dall apertura del bacino di retro-arco tirrenico in un regime di tettonica estensionale (Boccaletti & Guazzone, 1974; Scandone, 1975, 1979; Malinverno & Ryan, 1986; Royden et al., 1987; Ben Avraham et al., 1990; Boccaletti et al., 1990). A questa fase di tettonica distensiva è attribuibile lo sviluppo dei lineamenti normali e trascorrenti che dissecano il settore più interno dell Appennino meridionale, alla quale segue la progressiva migrazione dei sistemi a thrust più esterni della Catena verso l Avampaese apulo (Fig. 1c) (Patacca et al., 1990; Carbone & Lentini, 1990; Roure et al., 1991; Hippolyte et al., 1995). Durante le principali fasi di strutturazione della Catena appenninica, la sedimentazione ha colmato diversi bacini di thrust-top tra di essi intercomunicanti, i cui caratteri geometrici diventano diagnostici nella registrazione delle fasi deformative sin-deposizionali. Tali bacini, generalmente di limitata estensione e parzialmente intercomunicanti con il più ampio bacino dell Avanfossa bradanica (Tropeano et al., 2002), sviluppano internamente successioni non sempre isocrone e caratterizzate da cicli sedimentari trasgressivo/regressivi legati a drammatiche fasi di subsidenza tettonica e successiva deformazione, esumazione e parziale cannibalizzazione di depositi più antichi (Casnedi, 1982; 1988; Pescatore, 1988; Boccaletti et al., 1990; Patacca et al., 1990; Roure et al., 1991; Pieri et al., 1996; Patacca & Scandone, 2001; Tropeano et al., 2002). Durante le fasi plioceniche della strutturazione del cuneo di accrezione appenninica, anche il segmento più profondo della Piattaforma apula viene coinvolto nelle deformazioni a thrust profonde, producendo un sistema a duplex conosciuto come Catena apula (Cello et al., 1989; 1990; Lentini et al., 1990; Roure et al., 1991; Catalano et al., 1993) (Fig. 1c). I movimenti tettonici che coinvolgono le successioni mesozoiche di pertinenza apula trasferiscono parte delle deformazioni alla soprastante Catena appenninica, provocando l attivazione di sistemi a thrust fuori sequenza (Roure et al., 1991) e identificando differenti generazioni di depressioni morfostrutturali di thrust-top, le cui successioni sono già note in letteratura da un punto di vista stratigrafico (e.g., Vezzani, 1967; Hippolyte et alii, 1994; Pieri et alii, 1994). Il Bacino di Potenza rappresenta proprio uno di questi bacini sedimentari intrappenninici localizzato lungo il segmento più interno dell Appennino lucano (Vezzani, 1967; Patacca et al., 1990). Tale bacino, i cui depositi risultano tutt oggi affioranti in direzione E-O per una distanza di circa 5 Km (Fig. 1d), si sviluppa al di sopra di

3 INTERAZIONE TRA SOLLEVAMENTO TETTONICO ED... Geologica Romana 41 (2008), Fig. 1 - a) Localizzazione del Bacino di Potenza nel contesto dell Appennino meridionale. b) Schema geologico dell Appennino meridionale e (c) profilo geologico lungo lo stesso settore mostrante le principali unità tettono-stratigrafiche che lo costituiscono (modificato da Piedilato & Prosser, 2005). d) Schema geologico del Bacino di Potenza dove sono stati indicati i principali affioramenti discussi nel presente lavoro. Le frecce in bianco indicano le principali direzioni di progradazione dei sistemi costieri appartenenti all Unità di Ariano. Nello stesso schema è anche indicata l ubicazione degli affioramenti mostrati in Fig. 6. e) Profilo geologico attraverso la successione sedimentaria del bacino, mostrante il confinamento spaziale delle due principali unità di Ariano e di Altavilla. - a) Regional location, (b) geological map and (c) cross-section of the Southern Apennines (slightly modified after Piedilato & Prosser, 2005) showing the main tectonic units of the accretionary wedge. d) Geological map of the Potenza Basin where the main outcrop sites are indicated. White arrows display the main direction of progradation of the sedimentary coastal systems of the Ariano Unit. In the map, also the position of the panoramic view reported in Fig. 6 is shown. e) Geological profile across the Potenza Basin (see the orientation in the map), showing the spatial organization of the two Altavilla and Ariano units composing the entire succession.

4 38 Geologica Romana 41 (2008), LONGHITANO successioni pre-plioceniche rappresentate da una serie di unità stratigrafico-strutturali deformate in complessi sistemi a thrust e pieghe con generale vergenza E-NE, a loro volta dissecati da sistemi di faglie normali e trascorrenti, orientate SO-NE e O-SO-E-NE (Fig. 1d e 1e). Le unità del substrato sono costituite da depositi marini profondi e non, d età Cretaceo inferiore-medio - Oligocene appartenenti alla successione lagonegrese (Fig. 1b e 1c) (Pescatore, 1988; Pescatore et al., 1988, 1999a, 1999b; Piedilato & Prosser, 2005). La successione sedimentaria che costituisce il Bacino di Potenza raggiunge uno spessore totale di circa m ed è organizzata in due principali cicli deposizionali con generale trend di tipo trasgressivo i quali, sulla base del loro rispettivo contenuto di fossili planctonici e bentonici, sono stati ascritti rispettivamente al Pliocene Inferiore-Medio ed al Pliocene Medio-Superiore, (Di Nocera et alii, 1988; Lazzari et alii, 1988). Tali cicli, conosciuti in letteratura come Unità di Altavilla ed Unità di Ariano (Di Nocera et alii, 1988; Lazzari et alii, 1988) e riconosciuti in altri bacini di thrust-top dell Appennino meridionale (Vezzani, 1967; Lazzari et alii, 1988; Amato & Cinque, 1992; Hippolyte et alii, 1994; Pieri et alii, 1994; Bonini & Sani, 2000), occupano rispettivamente il settore settentrionale e centro-meridionale del Bacino di Potenza e risultano caratterizzati da un differente stile di deformazione nelle proprie aree di affioramento. L Unità di Altavilla è costituita da conglomerati basali in facies da continentale a transizionale, seguiti da arenarie indistintamente stratificate di ambiente più profondo ed infine da argille di ambiente neritico (Vezzani, 1967; D Argenio et al., 1973; Di Nocera et alii, 1988; Lazzari et alii, 1988). L Unità di Ariano consiste analogamente in una successione di tipo fining- e deepening-upward, caratterizzata da conglomerati basali deltizi di tipo Gilbert, che passano lateralmente a sistemi costieri arenaceo-calcarenitici di minore estensione; questi ultimi, attraverso una marcata superficie di trasgressione, evolvono verso l alto ad un sottile intervallo diatomitico e successivamente ad argille di mare profondo, largamente presenti nella parte centrale del bacino (Di Nocera et alii, 1988; Lazzari et alii, 1988; Longhitano & Colella, 2004; Longhitano, 2006; 2008a; 2008b) (Fig. 2). La porzione stratigraficamente inferiore dell Unità di Ariano è quella che in modo più evidente affiora lungo il margine meridionale e occidentale del Bacino di Potenza. Tali depositi di natura essenzialmente costiera, sono organizzati secondo una serie di prismi sedimentari, ciascuno di spessore intorno ai m, che mostrano direzioni di progradazione verso il centro del bacino (Fig. 1d). Al loro interno, tali corpi consistono di successioni di tipo shallowing-upward, caratterizzate da facies di ambiente marino relativamente profondo che evolvono a depositi sabbiosi di shoreface, ed infine a sedimenti grossolani da deltizi a marcatamente fluviali di tipo braided. La loro disposizione nello spazio mostra come le unità più antiche occupino la parte più marginale del bacino, mentre divengono via via sempre più giovani verso le zone depo- Fig. 2 - Suddivisione stratigrafica della successione sedimentaria del Bacino di Potenza. Le unità di Altavilla e di Ariano sono ascrivibili al Pliocene Inferiore-Medio e Medio-Superiore, rispettivamente e sono interpretate come sequenze deposizionali di 3 ordine. In particolare, la porzione inferiore dell Unità di Ariano viene considerata come un Lowstand Prograding Complex (LPC), suddiviso in due sequenze deposizionali minori (P 1 e P 2 ). A loro volta, tali sequenze risultano costituite da undici unità di rango inferiore. A tale interpretazione sequenziale è affiancata (colonna di destra) la descrizione sommaria dei principali sistemi deposizionali riconosciuti (modificata da Longhitano, 2008a). - Sequence stratigraphy subdivision of the Potenza Basin sedimentary succession and main depositional systems. The upper Ariano Unit, main focus of this study, is considered as a 3 th -order depositional sequence and is characterized by a basal Lowstand Prograding Complex (LPC). The LPC is subdivided into two 4 th -order depositional sequences (P 1 and P 2 ) that, in turn, include a set of high-frequency (5 th -order) sequences in which Gilbert-type deltas are developed (the unconformity separating the P 1 and P 2 sequences is shown in Fig. 3 and 6).

5 Tab. 1 - Tabella riassuntiva relativa alle associazioni di facies sedimentarie riconosciute all interno della successione sedimentaria studiata. Tali associazioni, codificate con le sigle proposte da Miall (1978) e successive modifiche, sono state distinte in deltizie e non deltizie al fine di separare tutti quei depositi di derivazione deltizia dai sedimenti trasportati da agenti esterni al sistema deltizio stesso (correnti lungo costa, correnti di torbida e processi di decantazione). Ciascuna facies è stata inoltre riferita ad un insieme di processi deposizionali e relativi ambienti, secondo un generalizzato trend di tipo shallowing-upward. - Main sedimentary facies associations recognized within the study succession. Sedimentary facies, codified according to Miall (1978) and subsequent modifications, have been subdivided into deltaic and non-deltaic associations, in order to differentiate sediments directly deriving from delta processes from those deriving by other different processes of transportation (such as long-shore currents, turbiditic currents and fines fall-out from suspension). Each facies has been referred to a depositional process and a correspondent environment, following an overall shallowing-upward vertical trend. INTERAZIONE TRA SOLLEVAMENTO TETTONICO ED... Geologica Romana 41 (2008),

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7 INTERAZIONE TRA SOLLEVAMENTO TETTONICO ED... Geologica Romana 41 (2008), Fig. 3 - Principali affioramenti presi in considerazione nel presente studio. a) Successione non deltizia appartenente alla sequenza deposizionale P 1 e rappresentata dalle associazioni di facies F ed S al di sopra delle quali si sviluppano depositi deltizi rappresentati dall associazione di facies G1 (sezione Serra Ciciniello 3 in Fig. 4). b) Le stesse associazioni di facies risultano visibili lungo la sezione Falcianella (Fig. 4), dove i conglomerati dell associazione di facies G2, mostrano un appoggio di tipo erosivo al di sopra dei depositi sottostanti. c) Particolare della foto precedente, mostrante alcuni caratteri salienti dell associazione di facies S. Si noti la presenza di stratificazione incrociata da swaley (s), hummocky (h) e ripple (r) (le linee in tratteggio indicano le principali superfici di troncatura erosiva). d) Successione verticale di facies (G1 e G2) all interno di depositi deltizi appartenenti alla sequenza deposizionale P 1 (località Torrente Tora). Le frecce bianche indicano cluster di ciottoli di base scarpata (pc). e) Passaggio transizionale tra le associazioni di facies G1 e G2 all interno della sequenza deposizionale P 2 (sezione Serra Ciciniello 2 in Fig. 4). f) Depositi appartenenti all associazione di facies G3 ed interpretati come beach face ghiaiosa. g) Sezione stratigrafica along-strike a cavallo del limite di sequenza (SB II ) che separa l unità P 1 dalla unità P 2. Tale superficie di troncatura erosiva incide la porzione sommitale dei depositi regressivi di scarpata subacquea (associazione di facies G2), le cui depressioni vallive risultano successivamente riempite da depositi di natura fluviale (associazione di facies G4) interpretati come un IVF. Tali depositi vengono, a loro volta, suturati da sedimenti deltizi marini (G2) attraverso una superficie di trasgressione (ts) marcata dalla presenza di un lag ghiaioso. - Main outcrops focused in the present study. a) Non-deltaic deposits of the depositional sequence P 1 and pertaining to facies associations F and S, overlain by the deltaic deposits of the facies association G1 (Serra Ciciniello 3 section of Fig. 4). b) Same stratigraphic interval cropping out along the Falcianella section (Fig. 4), where the uppermost conglomerates erosively overlies the lowermost deposits. c) Detail of the previous photograph showing swaley (s), hummocky (h) and ripple (r) cross-stratification of facies association S. d) Deltaic deposits of facies associations G1 and G2 along the Torrente Tora section and pertaining to the depositional sequence P 1 (pc and white arrows indicate pebble clusters at the base of a subaqueous delta slope). e) Transition from facies association G1 to G2 within the depositional sequence P 2 (Serra Ciciniello 2 section of Fig. 4). f) Deposits of facies association G3 interpreted as a gravel beach face. g) Along-strike stratigraphic section across the P 1 /P 2 sequence boundary (SB II ). Such a surface of incision truncates the topmost part of regressive deltaic marine deposits (facies ass. G2), which incised valley are successively filled by fluvial deposits (G4), these latter interpreted as IVF. These deposits are in turn overlain by marine deltaic conglomerates along a transgressive marine surface (ts) marked by a gravel lag. centrali, in accordo ad una generalizzata architettura di tipo imbricate stacked (Longhitano, 2008a). Tali successioni costiere risultano organizzate in due unità deposizionali ben distinguibili, denominate P 1 e P 2 (Fig. 2), separate da una superficie di erosione subaerea; al tetto di queste unità è presente invece una superficie di trasgressione di carattere regionale, su cui si sviluppano depositi condensati di tipo diatomitico che evolvono successivamente ad una potente successione di argille a definitiva chiusura del ciclo, anche se nella porzione centrale del bacino sembrano essere stati riconosciuti i termini stratigrafici di un sottile emiciclo di tipo regressivo (comunicazione personale di M. Lazzari). Pertanto, secondo il loro contenuto in fossili planctonici e bentonici, la durata di questo ciclo risulta confinata all interno dell intervallo del Pliocene Medio e Superiore. In un ottica di tipo sequenziale, l Unità di Ariano può essere considerata come una sequenza deposizionale di 3 ordine, la cui porzione inferiore sarebbe costituita da due sequenze di 4 ordine (unità P 1 e P 2 ), che insieme formerebbero un Lowstand Prograding Complex (LPC in Fig. 2) (Longhitano & Colella, 2004; Longhitano, 2006; 2008a). A loro volta, le due sequenze che costituiscono l LPC, risultano essere composte da una serie di sequenze di rango inferiore (5 ordine), delimitate da superfici di probabile genesi glacio-eustatica (Longhitano, 2006; 2008a; 2008b) (Fig. 3 e Fig. 4). METODOLOGIE DI STUDIO L identificazione delle facies sedimentarie e delle relative associazioni che sono state riconosciute all interno della successione studiata è stata ottenuta attraverso uno studio di terreno, valutando le caratteristiche litologiche, sedimentologiche, paleontologiche di ciascun corpo sedimentario affiorante. Le codificazioni utilizzate per identificare ciascuna singola facies sono quelle proposte da Miall (1978) e successive modifiche, opportunamente adattate anche a sedimenti di natura marina e non esclusivamente continentale. Tutte le osservazioni sono state integrate attraverso l analisi delle geometrie principali dei corpi deposizionali alla scala di ciascun singolo strato e di ciascun set di strati. L interpretazione delle associazioni di facies in termini paleo-ambientali è stata effettuata sulla base dell insieme dei processi deposizionali che esse suggeriscono e confrontate con i più comuni modelli deposizionali proposti da Hart & Plint (1989), Walker & Plint (1992) e Reading & Collinson (1996). L evoluzione sequenziale della successione basale dell Unità di Ariano è stata ottenuta sulla base dell identificazione di superfici stratali di riferimento, bruschi contrasti verticali di facies e pattern stratali derivanti da osservazioni dettagliate condotte in coincidenza di affioramenti chiave. Questi elementi sono stati successivamente utilizzati per riconoscere e differenziare i principali building blocks componenti delle sequenze deposizionali riconosciute. Queste ultime sono state considerate come sequenze quadripartite, i cui systems tract (LST, TST, HST e FSST) sono stati identificati sulla base della loro posizione reciproca lungo un originario profilo deposizionale, sulla base dei loro trend di tipo shallowing e/o deepening-up e sulla base delle loro reciproche caratteristiche deposizionali e geometriche. I limiti di sequenza inferiore e superiore sono stati identificati rispettivamente alla base dei depositi di stazionamento basso e, ove presenti, al top dei depositi di regressione, in accordo con quanto proposto da Plint & Nummedal (2000) per successioni caratterizzate da sedimentazione anche durante le fasi di caduta del livello relativo del mare. Associazioni di facies all interno del Lowstand Prograding Complex (LPC) dell Unità di Ariano Le associazioni di facies che possono essere riconosciute all interno delle due sequenze deposizionali di 4 ordine che costituiscono l LPC basale all Unità di Ariano sono state descritte in dettaglio in alcuni recenti lavori (Longhitano, 2006; Longhitano, 2008a; 2008b), sulla base delle loro caratteristiche stratigrafiche, sedimentologiche e paleontologiche. In generale, si può affermare che i depositi che compongono entrambe le sequenze P 1 e P 2 costi-

8 Geologica Romana 41 (2008), Fig. 4 - Log sedimentologici e rispettiva correlazione stratigrafica misurati lungo la sezione di Serra Ciciniello. Le due principali sequenze deposizionali (P1 e P2) che costituiscono un Lowstand Prograding Complex, sono suddivisibili in relativi systems tract. - Sedimentological logs and their stratigraphic correlation measured across the Serra Ciciniello section. The two main depositional sequences (P1 and P2) which form a Lowstand Prograding Complex, have been in turn subdivided into component systems tracts. 42 LONGHITANO

9 INTERAZIONE TRA SOLLEVAMENTO TETTONICO ED... Geologica Romana 41 (2008), tuiscono successioni di tipo shallowing-upward, suddivisibili in associazioni di facies che affiorano secondo rapide transizioni latero/verticali, a loro volta espressione di ambienti deposizionali che possono essere attribuiti prevalentemente a sistemi deltizi e subordinatamente a sistemi non deltizi di piattaforma, di shoreface, di beachface ed a ambienti continentali fluviali (Tab. 1 e Fig. 3). Depositi non deltizi Associazione di facies F (facies Fb-Fl): depositi di offshore L associazione di facies F comprende le facies Fb e Fl (Tab. 1). Essa è costituita da depositi argillosi che occupano sempre la porzione inferiore di ciascuna sequenza di 4 ordine, e che raggiungono uno spessore massimo di 4-5 m. Nel dettaglio, tali depositi consistono in argille grigio-scuro massive, intensamente bioturbate, alternate a sottili livelli siltosi, caratterizzati dalla presenza di resti conchigliari sparsi. Localmente, a tali depositi si intercalano sottili livelli sabbiosi fini (spessi fino a 10 cm), caratterizzati da una superficie basale tabulare e ben distinta, normalmente gradati e contenenti laminazione pianoparallela indistinta (Fig. 3a). Questa associazione di facies rappresenta una sedimentazione in un ambiente deposizionale marino relativamente profondo, al di sotto del limite di azione del moto ondoso anche durante condizioni di tempesta (storm wave base level). L abbondante presenza di depositi argillosi massivi e ricchi di bioturbazione indicherebbe una deposizione di materiale fine per decantazione, dopo essere stato messo in sospensione in seguito ad episodi di intorbidimento delle acque marine (plume torbiditici provenienti da piene fluviali). La presenza di interstrati siltosi e sabbiosi laminati e normalmente gradati rifletterebbe l effetto trattivo da parte di correnti di densità provenienti da ambienti meno profondi, probabilmente innescate dalla sporadica influenza da parte di eventi di alta energia (tempeste) e che in questo settore esaurivano la propria iniziale spinta inerziale a causa della perdita di energia da parte del flusso trasportatore. Associazione di facies S (facies Sm-St-Sr e Shc-Gt): depositi di transizione all offshore e di shoreface inferiore Questa associazione di facies può essere suddivisa in due intervalli, inferiore e superiore. Le facies Sm-St-Sr (Tab. 1) appartengono all intervallo inferiore e sono rappresentate da depositi sabbiosi e subordinatamente siltosi, caratterizzati da sabbie grossolane e medio-fini, bioturbate e fossilifere che si sviluppano in concordanza sulla precedente associazione di facies, per uno spessore variabile da 2 a 5-6 m. Gli strati sabbiosi sono caratterizzati da una laminazione inclinata ed ondulata a basso angolo e, subordinatamente, da una laminazione incrociata ad alto angolo prodotta da ripple da corrente. Talvolta, all interno degli intervalli più grossolani, tale laminazione è rappresentata da strutture di tipo swaley e hummocky. Questi livelli possono raggiungere spessori di 50 cm e presentano base lievemente erosiva (Fig. 3b). L intervallo superiore è invece rappresentato dalle facies Shc-Gt (Tab. 1), costituite da sabbie da medie a medio-fini, organizzate in strati di spessore decimetrico, spesso amalgamati ed intensamente bioturbati. A tali facies si intercalano sporadici livelli di granuli e ciottoli, questi ultimi di diametro medio di alcuni centimetri, ben arrotondati, normalmente gradati, che poggiano su superfici erosive orizzontali. Lungo la successione è possibile riconoscere ulteriori intervalli costituiti da sabbie medie e medio-grossolane, organizzate in strutture di tipo swaley e hummocky, e subordinatamente in ripple da corrente contenenti granuli e ciottoli sparsi. Questi depositi formano strati di spessore variabile da 0,3 a 0,6 m con base erosiva e a geometria lenticolare da concavo-piana a concavo-convessa che sono estesi per circa 2-3 m, parallelamente alla paleo-linea di costa (Fig. 3c). All interno dell intervallo inferiore, i depositi più fini e massivi riflettono una sedimentazione per fall-out di materiale in sospensione, mentre i depositi più grossolani possono essere attribuiti all azione trattiva esercitata da flussi di tipo oscillatorio (moto ondoso) successivamente a fasi di tempesta. Di conseguenza, l ambiente di sedimentazione può essere identificato in un settore compresotrailivellidibasedelmotoondosonormaleeditempesta(fairweather- e storm-wave base level), e come tale rappresentativo della zona di transizione all offshore. I depositi che formano l intervallo superiore, caratterizzati da strutture sedimentarie (swaley e hummocky) tipicamente riferibili ad un ambiente governato dall azione del moto ondoso durante le fasi di moderata ed alta energia, indicano una zona deposizionale relativamente meno profonda di shoreface inferiore. Le intercalazioni di materiale più grossolano possono essere considerate come le code di depositi originati da flussi di tipo gravitativo, innescati da eventi di più alta energia e propagatisi lungo una scarpata subacquea secondo un comportamento di tipo fluido (low-density debris flow di Dasgupta, 2003). I livelli a geometria lenticolare rappresenterebbero invece il colmamento di truogoli orientati long-shore durante fasi di alta energia e successivamente rielaborati dall azione di un moto ondoso di intensità più moderata. Depositi deltizi Associazioni di facies G1-G2: depositi di bottomset/foreset di delta di tipo Gilbert Il gruppo che comprende le associazioni di facies G1 e G2 (Tab. 1) è rappresentato da ghiaie e, subordinatamente, da granuli e sabbie da molto grossolane a medie. Tali sedimenti risultano stratigraficamente organizzati secondo un intervallo inferiore (G1 - bottomset), di spessore fino 4-5 m dove i depositi, moderatamente più fini, formano strati blandamente inclinati verso il bacino che rapidamente si assottigliano lungo lo stessa direzione, mostrando contemporaneamente una riduzione del diametro medio delle particelle clastiche. L inter-

10 44 Geologica Romana 41 (2008), LONGHITANO Fig. 5 - Fotomosaici relativi alle sezioni naturali ed artificiali (fronti di cava) che sono state considerate ai fini del presente studio (localizzazione in Fig. 1d), in ciascuna delle quali è possibile osservare la superficie di contatto tra le due sequenze deposizionali P 1 e P 2 (SB II ) ed i reciproci rapporti geometrici. Le frecce in grigio scuro indicano trend granulometrici di tipo coarsening- e fining-upward propri delle successioni deltizie in progradazione o in retrogradazione. a) Sezione di Serra Ciciniello. b) La line-drawing mostra una alternanza di geometrie progradanti ed aggradanti (frecce), all interno della sequenza deposizionale P 1, interpretate come il risultato di oscillazioni relative del livello del mare di alta frequenza avvenute durante la sedimentazione. Si noti come la separazione di unità di rango inferiore avvenga attraverso la formazione di superfici interne di downlap. c) Sezione di Torrente Tora. d) La differente risposta di oscillazioni di alta frequenza lungo un margine costiero meno acclive avrebbe determinato una architettura di tipo forward-stepping all interno della sequenza P 1. Si noti come la sequenza più giovane P 2 occupi una posizione più esterna lungo il profilo. e) Fotomosaico dell affioramento visibile in località Pietrastretta. f) Le due sequenze deposizionali separate da una superficie discordante (SB II ) progradano rispettivamente verso il lato destro della foto per la sequenza P 1, ed in direzione normale al taglio della sezione (freccia trasparente) per la sequenza P 2. - a) Photomosaic of the Serra Ciciniello section and (b) line-drawing showing the two 4 th -order depositional sequences, their internal architectures and main bounding surfaces. c) Photomosaic of the Torrente Tora section and (d) linedrawing showing the same physical attributes detected for the previous section. e) Outcrop photograph of the Pietrastretta section. f) Line-drawing showing the bounding surface separating the two 4 th -order depositional sequences P 1 and P 2 (SB II ) on which the distal fine sediments onlap. Directions of delta progradation are different in the two sequences: the lower deposits prograde somewhat to the right side of the photo (East), whereas the upper deposits prograde according to the grey transparent arrow (North-East). Grey vertical arrows in all line-drawings indicate coarsening and fining-upward trends of the sequences. vallo superiore (G2 - foreset) presenta uno spessore variabile da 15 a 22 m, ed è invece caratterizzato da sedimenti ghiaiosi più grossolani, organizzati in strati più spessi e dotati di una maggiore inclinazione deposizionale (Fig. 3d). Al loro interno, i sedimenti mostrano sia gradazioni di tipo normale sia di tipo inverso, con la presenza, in quest ultimo caso, di abbondante matrice sabbiosa fine all interno della quale sono dispersi i ciottoli di maggiori dimensioni. Ove l estensione longitudinale dell affioramento lo consente (lungo l originario profilo deposizionale), i due intervalli risultano continui lateralmente, di modo ché i depositi dell associazione di facies G2 passano lateralmente ai depositi dell associazione di facies G1, secondo delle geometrie stratali clinoformi di tipo tangenziale (Fig. 3e). Tale disposizione geometrica indica la presenza di

11 INTERAZIONE TRA SOLLEVAMENTO TETTONICO ED... Geologica Romana 41 (2008), Fig. 6 - a) Veduta panoramica del margine sud-occidentale del Bacino di Potenza (foto scattata dalla sommità di Serra Ciciniello) dalla quale è possibile notare (b) le caratteristiche geometriche dell intera Unità di Ariano, dal suo LPC basale alle diatomiti trasgressive alle argille sommitali. Le frecce nere indicano le principali direzioni di progradazione delle unità deltizie più sollevate ed interne, probabilmente condizionate dall evoluzione della più interna struttura tettonica di Monte Li Foi. - a) Panoramic view of the south-western margin of the Potenza Basin (view from the top of Serra Ciciniello) from which the main data discussed in this study derive. The whole Ariano Unit crops out here, from the basal LPC to transgressive diatomites and mudstones. b) Line-drawing showing the main physical component of the Ariano Unit and its LPC. Black arrows indicate the directions of progradation of the higher raised deltaic units, whereas grey arrows refer to the uplifting basin margin, probably triggered by tectonic activity of M.te Li Foi structure, at the western margin of the Potenza Basin. depositi di bottomset (G1) e foreset (G2) appartenenti a corpi clinoformi attribuibili a sistemi deltizi di tipo Gilbert. I sedimenti che li costituiscono rappresentano il risultato di processi essenzialmente di natura gravitativa, caratterizzati sia da flussi fluidi che viscosi (low- e high-density debris flows di Dasgupta, 2003), i quali rappresenterebbero la risposta ad abbondanti immissioni di sedimento nel bacino da parte di sistemi fluviali attraverso piene in grado di generare flussi ipo- ed iperpicnali discendenti lungo una scarpata deltizia. Dal punto di vista idrodinamico, questo segmento del paleopendio subacqueo suggerirebbe un ambiente di shoreface superiore (sensu Massari & Parea, 1988). In questo caso, l altezza dei clinoformi riconosciuti in affioramento indicherebbe, con buona approssimazione, la paleo-profondità del bacino ricevente, la quale può essere stimata in un range batimetrico compreso tra 10 e 27 m. Associazioni di facies G3-G4: depositi di topset di delta di tipo Gilbert Le associazioni di facies G3 e G4 (Tab. 1) rappresentano sedimenti ghiaioso-conglomeratici ben organizzati. Le facies dell associazione G3 occupano una posizione stratigraficamente più bassa e sono caratterizzate da ghiaie di tipo open-work, che formano strati centimetrici blandamente inclinati ed i cui elementi sono caratterizzati da morfometrie da sferiche ad appiattite, con marcata tendenza all embriciatura (Fig. 3f). Tali facies sono sormontate, attraverso una marcata superficie di troncatura erosiva, dalle facies dell associazione G4. Queste ultime sono organizzate in strati tabulari suborizzontali, caratterizzati da incisioni canalizzate riempite da sedimenti grossolani a stratificazione incrociata, che evolvono verso l alto a sedimenti sabbiosi fini e talvolta torbosi (Fig. 3g). Lateralmente, questi sedimenti passano bruscamente a depositi più fini organizzati in strati tabulari e sub-orizzontali, ricchi di resti vegetali. L associazione di facies G3 viene interpretata come depositi di avan-spiaggia sommersa ghiaiosa (e.g., Massari & Parea, 1988; Postma & Nemec, 1990; Bluck, 1999), dove il continuo movimento di risciacquo del moto ondoso determina una ottimale cernita del sedimento e la totale assenza di matrice, oltre che l organizzazione dei depositi in strati dotati di una blanda inclinazione deposizionale verso mare. La superficie di erosione che la delimita verso l alto rappresenta una superficie di erosione generata dal processo di avanzamento dei sistemi fluviali originariamente adiacenti nel settore continentale più interno, sovrappostisi per progradazione del sistema nel tempo e che rappresentano i sedimenti dell associazione di facies G4. Questi sedimenti registrano infatti una deposizione in ambiente di piana alluvionale di tipo braided, costituito da zone di canale intervallate a zone di inter-canale (Ashmore, 1982; Sie-

12 46 Geologica Romana 41 (2008), LONGHITANO Fig. 7 - a) Successione stratigrafica del Bacino di Potenza e rispettiva suddivisione delle unità di Altavilla e di Ariano in chiave sequenziale. Le frecce in destra alla colonna indicano i trend trasgressivi e regressivi all interno della successione. b) La successione viene riferita a cicli di rango decrescente di oscillazione relativa del livello del mare. c) La curva relativa alla sola sequenza deposizionale P 1 (4 ordine) risulta costituita da una serie di oscillazioni di più alta frequenza (d, 5 ordine), desunte dalla correlazione geometrica mostrata in Fig a) Stratigraphic column representing the Altavilla and Ariano units and their sequence stratigraphy subdivision. Arrows at the right of the column indicate transgressive/regressive trends along the succession. b) The inferred relative curves of sea-level changes are proposed, according to decreasing amplitude of oscillations, from 3 rd to 5 th -order (c, d; further details about the 5 th -order curve are shown in Fig. 9). genthaler & Huggenberger, 1993; Marr et al., 2000). Architettura deposizionale del Lowstand Prograding Complex (LPC) del Bacino di Potenza I corpi deltizi costituiti da sedimenti grossolani che formano la porzione stratigraficamente inferiore e più significativa dell Unità di Ariano, mostrano in affioramento le classiche geometrie che definiscono i delta di tipo Gilbert (topset, foreset e bottomset) (e.g., Gilbert, 1885; Ethridge & Wescott, 1984; Colella et alii, 1987; Nemec & Steel, 1984; Leeder et alii, 1988; Massari & Colella, 1988; Colella, 1988; Gawthorpe & Colella, 1990; Nemec, 1990a; 1990b). Queste tipiche architetture deposizionali sono chiaramente riconoscibili nelle località di Serra Ciciniello, Torrente Tora, Falcianella e Pietrastretta (Fig. 5), ma anche in affioramenti più settentrionali, in località Poggio San Michele, dove affiorano le sequenze più antiche in posizione topografica più elevata (Fig. 6). Tutte le sezioni osservate mostrano successioni deltizie di tipo coarsening-upward, che poggiano su una importante superficie di discordanza (SB I ) posta al di sopra delle unità appenniniche pre-plioceniche deformate. L intera successione deltizia può essere distinta in due principali unità, corrispondenti ad altrettante sequenze deposizionali di 4 ordine, caratterizzate da corpi clinoformi che mostrano direzione di progradazione verso N-NE. Tali sequenze, identificate come sequenze deposizionali P 1 e P 2 (Longhitano, 2006; 2008a) (Fig. 5 e Fig. 6), sono separate da una seconda superficie di discordanza (SB II ), lungo cui è possibile individuare brusche variazioni di facies e di rispettivi ambienti deposizionali (vedi Fig. 3g). La sequenza deposizionale inferiore P 1 è caratterizzata da una generalizzata geometria cuneiforme, evidenziata da un ispessimento della successione verso il centro del bacino a causa della progradazione dei corpi deltizi (Fig. 5a e Fig. 5b). Le unità deltizie più interne, e che compongono la parte più antica della sequenza P 1, affiorano nel settore di Poggio San Michele, dove i clinoformi mostrano direzioni di progradazione verso i quadranti sudorientali del settore (Fig. 6). Procedendo da questa area lungo il versante, in direzione delle aree più depocentrali del Bacino di Potenza, le unità deltizie che compongono la sequenza P 1 risultano organizzate secondo una geometria di tipo forward-stepping (Fig. 5c e Fig. 5d). Nei settori topograficamente più bassi, le due successioni delti-

13 INTERAZIONE TRA SOLLEVAMENTO TETTONICO ED... Geologica Romana 41 (2008), Fig. 8 - Veduta panoramica di Poggio San Michele (vedere anche Fig. 1 e Fig. 6). In questo settore, le unità deltizie della sequenza deposizionale P 1 più elevate ed antiche risultano organizzate secondo una chiara geometria di tipo forward-stepping. La coalescenza di più delta Gilbert alla stessa altezza sarebbe il risultato di processi di delta lobe switching. Tali unità tendono a distanziarsi nella parte più bassa del profilo deposizionale. Si noti come l intera successione venga seppellita dai depositi argillosi di stazionamento alto della parte sommitale dell Unità di Ariano. - Panoramic view of Poggio San Michele hills (see also Fig. 1 and Fig. 6 for location within the studied area). Here, the most elevated and ancient deltaic units form the base of the depositional sequence P 1. The units are arranged into attached and detached imbricate-stacked Gilbert-type deltas. Arrows indicate the main direction of progradation. These deposits were transgressively onlapped by open-marine mudstones, forming the HST of the Ariano Unit. zie mostrano differenti direzioni di progradazione che potrebbero indicare altrettante differenti deformazioni tettoniche avvenute tra il primo ed il secondo ciclo (Fig. 5e e Fig. 5f). Le architetture deposizionali identificate nelle sezioni studiate (Fig. 5) suggerirebbero l effetto di una deformazione tettonica sin-sedimentaria, dovuta al sollevamento differenziale di vari settori lungo il medesimo margine del bacino. La deformazione avrebbe così prodotto un accentuazione dell inclinazione deposizionale dei corpi clinoformi più antichi e più interni, dando luogo ad una disposizione embriciata delle varie unità, di modo ché ciascuna unità più recente si sviluppava al di sopra e/o lateralmente rispetto alla precedente. Tale assetto deposizionale sarebbe tipico di corpi sedimentari controllati da un costante sollevamento durante la loro prograda- Fig. 9 - Profilo deposizionale originario ricostruito, ottenuto dalla correlazione delle località di Poggio San Michele, Serra Ciciniello/Torrente Tora e Falcianella. La successione di unità deltizie progradanti rappresenta la sequenza deposizionale P 1 completa e la parte più bassa della successiva sequenza P 2. I delta di tipo Gilbert risultano attached nella parte sommitale del profilo, detached nel settore centrale e nuovamente attached nella parte più bassa. Tale organizzazione sarebbe il risultato dell interferenza tra oscillazioni di alta frequenza del relativo livello del mare (curva in alto a sinistra) sommate ad un sollevamento tettonico di differente ampiezza (curva sottostante). Tale sommatoria avrebbe dato origine ad una curva di regressione di tipo time-inclined, interrotta da momentanee risalite di minore ampiezza del livello del mare (curva di tipo Fr di POSTMA, 1995). - Reconstructed depositional profile, obtained by the correlation of the main outcrop sections (Poggio S. Michele, Torrente Tora/Serra Ciciniello and Falcianella). The succession represents the complete depositional sequence P 1 and the lowermost part of the sequence P 2, formed by prograding deltaic units (P1a-P2a). The Gilbert-type deltas are attached in the initial and final part of the profile, and are detached in the central part, because of the different amplitude (duration) of the relative sea-level falling stages. The relative sea-level curve (F r on the left side) shows how the general regressive trend was punctuated by a series of short rises during which the deltas developed. Note that the older units have a major inclination than the younger units forming progressive unconformities.

14 48 Geologica Romana 41 (2008), LONGHITANO Fig Modelli evolutivi ricostruiti delle successioni deltizie osservate all interno delle due sezioni di Serra Ciciniello e Torrente Tora. Le unità P1e, P1f e P1g, corrispondenti alle più basse e più giovani unità della sequenza deposizionale P 1, possono essere identificate all interno di entrambe le sezioni, ma con uno stile geometrico differente. Da a) a f) i delta di tipo Gilbert si sarebbero sviluppati secondo alternate fasi di progradazione ed aggradazione, producendo una traiettoria della paleo-linea di costa con un andamento ondulato, conseguenza di un margine di bacino soggetto ad un più consistente tasso di sollevamento. Da g) a n) i delta sarebbero progradati lungo un margine meno inclinato, soggetto ad un tasso di sollevamento più moderato, producendo un architettura deposizionale di tipo forward-stepping ed una conseguente traiettoria della paleo-linea di costa di tipo zig-zag. Il risultato confermerebbe i rispettivi intervalli della curva di regressione con un differente grado di inclinazione (modificato, da Longhitano, 2008b). - Inferred models of the two compared sections of Serra Ciciniello and Torrente Tora, showing the sedimentary development of the composing deltaic units. Units P1e, P1f and P1g, corresponding to the lower and younger counterparts of sequence P 1, are observed in both the sections. In a)-f), the Gilbert-type deltas developed under alternated stages of high-frequency sea-level oscillations, producing cycles of progradation and aggradation. In g)-n), deltas prograded along a less inclined margin resulting in a different arrangement of the units. The reconstructed relative sea-level curves present different gradients in relation to different uplift rates of the coastal margins.

15 INTERAZIONE TRA SOLLEVAMENTO TETTONICO ED... Geologica Romana 41 (2008), zione verso i settori più profondi di un bacino sedimentario (e.g., Milli, 1997; Vitale, 1998). STRATIGRAFIA SEQUENZIALE DELLA SUCCESSIONE DELL UNITÀ DI ARIANO DEL BACINO DI POTENZA Le associazioni di facies descritte unitamente al modo in cui icorpi deltizi sono organizzati ha consentito di attribuirli ai systems tract (Swift et al., 1991) che costituiscono le due principali sequenze dell LPC dell Unità di Ariano. Le associazioni verticali di facies costituiscono infatti il building block di ogni sequenza deposizionale e il riconoscimento dei loro rapporti latero/verticali lungo un originario profilo deposizionale permette di suddividere le sequenze deposizionali riconosciute in Incised Valley Fills (IVF), Lowstand (LST), Transgressive (TST), Highstand (HST) e Falling Stage systems tract (FSST). In questo lavoro, i limiti di sequenza vengono identificati con la superficie sommitale degli HST e, qualora presente, con la superficie di discontinuità basale dei FSST (Plint & Nummedal, 2000). Le unità clinoformi che compongono l intera sequenza deposizionale P 1 risultano in numero di sette e, procedendo dalle più interne verso le unità più esterne, esse sono state distinte con le sigle da P1a a P1g (Fig. 2). Tali unità rappresenterebbero successivi eventi deposizionali riferibili a momentanei stazionamenti e deboli risalite del relativo livello del mare (5 ordine) all interno di una più generalizzata fase di abbassamento di rango superiore (4 ordine). Pertanto, una iniziale fase di stazionamento alto del relativo livello del mare, o highstand (HST) sarebbe riconoscibile nell unità più alta codificata come P1a (Fig. 7 e Fig. 8). Successivamente, tale stazionamento sarebbe stato seguito da una fase di regressione forzata di tipo accretionary regression (sensu Helland- Hansen & Martinsen, 1996), durante la quale si sarebbero deposte le unità deltizie P1b, P1c, P1d, P1e, P1f e P1g (Fig. 8 e Fig. 9). Tali unità possono essere considerate come l insieme di un FSST. Seguendo il profilo ricostruito in Fig. 9, che mostra l organizzazione di tali unità deltizie regressive, si può osservare come alcune di esse (unità P1a, P1b e P1c) risultino in posizione ravvicinata ed in contatto reciproco. Al contrario, lungo la parte centrale del profilo deposizionale, tali unità risultano maggiormente distanziate tra di loro (unità P1c, P1d e P1e), per ritornare ad essere in posizione più ravvicinata nella parte bassa dello stesso profilo (unità P1e, P1f e P1g). Tale assetto deposizionale che permette di distinguere unità deltizie di tipo attached e detached (sensu Ainsworth & Pattison, 1994) consentirebbe di mettere in relazione questo assetto stratigrafico con una differente ampiezza delle oscillazioni di alta frequenza del livello marino, probabilmente correlata ad una differente entità del sollevamento tettonico costiero lungo questo settore marginale del Bacino di Potenza. Tale architettura può essere schematizzata da una curva semplificata di regressione di tipo time-inclined del relativo livello del mare, interrotta da momentanee risalite del relativo livello del mare di minore ampiezza (curva di tipo Fr di Postma, 1995; Fig. 7 e Fig. 9). Il corpo deltizio geometricamente più basso è rappresentato dall Unità P2a, la quale costituisce l LST della sequenza deposizionale più giovane P 2 (Fig. 9). Le unità clinoformi che costituiscono questa sequenza, riconosciute in numero di quattro (P2a, P2b, P2c e P2d), presentano una differente architettura deposizionale rispetto alla sequenza sottostante. La parte sommitale dell Unità P2a, interpretata come un deposito deltizio subacqueo di LST, risulta incisa fino a qualche metro di profondità da una irregolare superficie di erosione subaerea e successivamente sormontata da depositi di natura fluviale (Fig. 3g). Su tali depositi, attraverso uno spesso pavimento ghiaioso condensato (Fig. 3g), si sviluppano dei sedimenti ghiaiosi deltizi marini di base scarpata (bottomset). Questa successione viene interpretata come un sistema di IVF, la cui evoluzione è legata ad una esposizione subaerea del top della successione deltizia sottostante, incisa in condizioni subaeree, successivamente riempita da depositi fluviali durante l inizio di una successiva rapida trasgressione e definitivamente annegata, attraverso una superficie condensata (superficie ts in Fig. 4; vedi anche Fig. 3g), sulla quale si sviluppano in retrogradazione depositi deltizi marini più profondi. Tale ultima successione costituisce il corpo dell Unità P2b, la quale mostra dei contatti di tipo on-lap al di sopra della superficie sommitale della sequenza deposizionale P 1 (Fig. 5b e 5d), e rappresenta il TST della sequenza deposizionale P 2. Tale unità, ben distinguibile all interno della sezione naturale di Serra Ciciniello, evolve attraverso una brusca superficie di progradazione, ad un ultimo corpo deltizio, rappresentato dall Unità P2c. Tale unità mostra una marcata geometria progradazionale (Fig. 3e) ed un contatto di tipo down-lap con i sottostanti depositi, e può essere interpretata come l HST della sequenza deposizionale P 2. La successiva unità regressiva P2d rappresenta l FSST ed è in gran parte riconoscibile da dati di sottosuolo poiché parzialmente affiorante al di sotto dei depositi diatomitici che marcano la trasgressione di 3 ordine all interno dell Unità di Ariano e che registrano la definitiva espansione dei confini del Bacino di Potenza durante la parte bassa del Pliocene superiore (Longhitano, 2008b). Alta frequenza all interno delle unità deltizie del Lowstand Prograding Complex L osservazione delle architetture deposizionali all interno di ciascuna singola unità deltizia, particolarmente ben visibili all interno delle due sezioni naturali di Serra Ciciniello e Torrente Tora, possono permettere di effettuare ulteriori considerazioni sui processi ciclici che ne hanno regolato la sedimentazione durante l inizio del Pliocene medio (Fig. 10). Queste sezioni dimostrano come, nei due settori presi in considerazione, le singole unità deltizie siano perfettamente correlabili tra di esse e che il loro reciproco assetto mostri, ancora una volta, una disposizione di tipo forward-stepping. La differenza tra i

16 50 Geologica Romana 41 (2008), LONGHITANO due settori può essere ravvisata nelle geometrie deposizionali delle unità deltizie in relazione alla inclinazione dei due rispettivi settori marginali del bacino. All interno della sezione di Serra Ciciniello, le unità deltizie appartenenti alla sequenza deposizionale P 1 (P1e, P1f e P1g) mostrano un ciclico cambio nell angolo di inclinazione dei clinoformi, anche se esso risulta parzialmente incrementato dall effetto del concomitante sollevamento tettonico del margine da cui essi progradavano. Tale differenza di inclinazione consiste in variazioni sull ordine dei fino a 20-35, ripetutamente nell arco di poche decine di metri lungo la direzione di progradazione (frecce nere in Fig. 10a-e). Queste variazioni mostrano delle evidenti similitudini con alcuni modelli proposti nel passato e che mettono in relazione variazioni cicliche nella traiettoria dei punti di intersezione tra il paleo-livello del mare ed il profilo deposizionale deltizio (linea di costa) (shoreline trajectory di Hellan-Hansen & Martinsen, 1996). Nella sezione di Serra Ciciniello, tali punti indicano una traiettoria di tipo sinusoidale che può essere messa in relazione ad alternate fasi di progradazione e aggradazione dei sistemi deltizi separati da superfici interne di downlap. Nella sezione di Torrente Tora (Fig. 10g-n), questo tipo di architettura interna viene risolta in modo sostanzialmente differente, nonostante le unità deltizie osservabili siano perfettamente correlabili con quelle di Serra Ciciniello (P1e, P1f e P1g). In questa sezione, i delta di tipo Gilbert non presentano topset, probabilmente assenti sia a causa delle condizioni deposizionali che non permettevano lo sviluppo di facies di piana deltizia, sia della presenza di successive superfici di erosione subaerea e successivamente di ravinement. Tali corpi, caratterizzati da geometrie clinoformi da angolari (settori prossimali) a tangenziali (settori più distali), risultano organizzati in forward-stepping e separati bruscamente da superfici tabulari di trasgressione, dotate di una leggera inclinazione verso il bacino. In questo caso la diversa risposta deposizionale delle stesse successioni deltizie viene controllata da un minore grado nell inclinazione di questo settore marginale del bacino, sicché ciascuna singola fase di trasgressione viene registrata attraverso rapide fasi di annegamento dei sistemi deltizi e conseguente formazione di superfici di ravinement (Cattaneo & Steel, 2003). In entrambe le sezioni, tale differente organizzazione delle architetture deposizionali deltizie viene attribuita all influenza di oscillazioni relative del livello del mare di più alta frequenza (5 ordine) durante la sedimentazione. Le fasi di risalita e stazionamento alto del livello del mare produrrebbero aggradazione e progradazione lungo un settore marginale dotato di maggiore inclinazione (Fig. 10a-e), mentre determinerebbero delle rapide trasgressioni in una condizione di minore inclinazione del margine bacinale (Fig. 10g-n). Nel primo caso (Serra Ciciniello in Fig. 5a), durante le successive fasi di abbassamento e stazionamento alto del relativo livello del mare, tali corpi sarebbero costretti a guadagnare spazio verso il bacino attraverso la formazione di brusche superfici concave di down-lap [dal medesimo significato genetico delle internal downlap surface che Pomar & Tropeano (2001) identificano all interno di depositi carbonatici clinoformi dell Italia meridionale] oppure, nel secondo caso (Torrente Tora in Fig. 5c), attraverso una brusca progradazione al di sopra dell unità precedente. Tali differenze nell angolo di inclinazione originaria dei due settori di margine del Bacino di Potenza possono essere attribuite a tassi di sollevamento differenziale lungo lo stesso tratto costiero, causato da una persistente tettonica di tipo compressivo, o più precisamente di tipo transpressivo, associata alla complessa evoluzione strutturale pliocenica del Bacino di Potenza. A tal proposito, e da un punto di vista squisitamente strutturale, il Bacino di Potenza rappresenta una depressione morfo-tettonica che, anche se riferita ad un contesto di thrust-top basin, soltanto in parte soddisfa i requisiti che un tale bacino canonicamente presenta (e.g., Ori & Friend, 1984). Infatti, soltanto la successione sedimentaria più antica (Unità di Altavilla) risulta coinvolta in movimenti tettonici compressivi sin-deposizionali controllati dalla propagazione di un sistema a thrust frontale e delimitante il bacino stesso (Pescatore et al., 1999a), mentre i depositi più recenti (Unità di Ariano) sembrano essere stati più blandamente deformati da un differente regime strutturale, legato ad un generale sollevamento differenziale del settore di margine meridionale e da sistemi minori di faglie trascorrenti (Longhitano, 2008a). Ciò è documentabile dallo stile deposizionale dei corpi deltizi più antichi della sequenza P 1 di 4 ordine (P1a, P1b e P1c) che sono maggiormente stati influenzati dal generalizzato sollevamento del margine del bacino durante la sedimentazione e responsabile dell embriciatura dei corpi deltizi (Fig. 8) e dalla variazione delle direzioni di provenienza nei corpi più giovani della stessa sequenza. Tali successioni, con buona probabilità, possono essere state condizionate da un movimento di tipo trascorrente, legato all attivazione di fasce di trasferimento a loro volta connesse all evoluzione di una piega di propagazione di una struttura a thrust ubicata nel settore più occidentale del bacino e rappresentata attualmente dal rilievo del Monte Li Foi (Schiattarella et al., 2003; Fig. 1d e Fig. 6a). CONCLUSIONI La successione sedimentaria che colma la depressione morfo-tettonica nel cuore dell Appennino lucano nota con il nome di Bacino di Potenza risulta essere suddivisa in due principali unità (Altavilla ed Ariano) ascrivibili rispettivamente al Pliocene Inferiore-Medio e Medio- Superiore. Dai generali caratteri stratigrafici, queste due successioni, fisicamente separate attraverso una evidente superficie di discordanza angolare presente a scala bacinale, possono essere considerate come sequenze deposizionali di 3 ordine, legate ai due cicli pliocenici TB3.4-5 e TB3.6 suggeriti da HAQ et al. (1987). La parte bassa

17 INTERAZIONE TRA SOLLEVAMENTO TETTONICO ED... Geologica Romana 41 (2008), dell Unità di Ariano, risulta composta da una complessa successione di delta di tipo Gilbert, organizzata in almeno due ulteriori sequenze deposizionali di rango inferiore (4 ordine) e denominate come P 1 e P 2. Tali sequenze risultano separate da una evidente superficie di discordanza, che successivamente assume il significato di superficie di trasgressione marina. A loro volta, le due sequenze sono costituite da una serie di unità deltizie caratterizzate da differenti ma ripetute architetture deposizionali che individuano cicli sedimentari di più alta frequenza (5 ordine). Le unità deltizie più antiche della sequenza deposizionale P 1 sono state preservate ad altezza topografica più elevata, sicché le unità più giovani tendono ad occupare settori sempre più interni al bacino, producendo una disposizione geometrica reciproca di tipo forward-stepping. Più in dettaglio, lungo il medesimo profilo deposizionale, esse vanno a costituire gruppi di unità a diretto contatto reciproco tra di esse (attached) o fisicamente più distanziate (detached) Inoltre, le architetture deposizionali interne a ciascuno dei corpi deltizi identificati, questi ultimi correlabili tra le due differenti sezioni stratigrafiche analizzate di Serra Ciciniello e Torrente Tora, dimostrano come la ciclica influenza di oscillazioni relative del livello del mare di alta frequenza abbia generato una differente risposta deposizionale. Infatti la sezione di Serra Ciciniello rappresenterebbe lo scenario deposizionale di una parte del margine sud-occidentale del Bacino di Potenza durante il Pliocene Medio-Superiore, il quale doveva essere caratterizzato da un tasso di sollevamento piuttosto elevato, sì da produrre un gradiente costiero alquanto inclinato. Al contrario, la sezione di Torrente Tora registrerebbe lo stesso scenario deposizionale caratterizzato da una minore inclinazione del settore costiero, probabilmente a causa di un tasso di sollevamento costiero di minore entità. Le osservazioni condotte permettono di attribuire le architetture deposizionali deltizie a grande scala all influenza dei movimenti tettonici, se pur di natura locale, che devono avere influenzato questo segmento di margine del Bacino di Potenza, mentre consentono di interpretare come risultato dell influenza di oscillazioni glacioeustatiche di alta frequenza le geometrie riconosciute a scala inferiore. RINGRAZIAMENTI - Il presente lavoro ha usufruito dei fondi di ricerca derivanti dal Progetto MIUR PRIN 2005 (Università degli Studi della Basilicata, Resp. Scient. M. Schiattarella). Il lavoro di campagna è stato coadiuvato dall assistenza della Dott.ssa Serena Parisi e della Dott.ssa Maria Carmela Miraglia, nei cui confronti l autore è riconoscente. Lo stesso è profondamente grato al Prof. Salvatore Milli e al Prof. Piero Bellotti (Università La Sapienza di Roma), le cui osservazioni e i cui suggerimenti hanno sicuramente migliorato la qualità finale del manoscritto. RIFERIMENTI BIBLIOGRAFICI Ashmore P.E. (1982) - Laboratory modelling of gravel braided stream morphology. Earth Surficial Processes and Landforms, 7, Ainsworth R. B. & Pattison S.A.J. (1994) - Where have all the lowstands gone? evidence for attached lowstand systems tracts in the Western Interior of North America. Geology, 22, Amato A. & Cinque A. (1992) - Il bacino plio-pleistocenico di Calvello (Potenza): evoluzione geologica e geomorfologica. Studi Geologici Camerti, 1, Anadon P., Cabrera L., Columbo F., Marzo M., & Riba O. (1986) - Syntectonic intraformational unconformities in alluvial fan deposits, eastern Ebro Basin margins (NE Spain). In: Allen P.A., Homewood P., Eds., Foreland Basins. Int. Assoc. Sedimentol. Spec. 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