Atti del II Congresso GeoSed 2004

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1 Atti del II Congresso GeoSed 2004 Associazione Italiana per la Geologia del Sedimentario LA GEOLOGIA DEL SEDIMENTARIO NELLA RICERCA DI BASE E NELLE SUE APPLICAZIONI a cura di Salvatore Milli Roma settembre 2004

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3 ORGANIZZAZIONE Coordinamento: Salvatore MILLI Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Roma La Sapienza Segreteria: Giuliana QUAGLIA IGAG - CNR, Istituto di Geologia Ambientale e Geoingegneria, Roma Comitato scientifico: Alessandro AMOROSI Giuseppe CAVARRETTA Albina COLELLA Silvia IACCARINO Giovanni B. LA MONICA Salvatore MILLI Maria Rita PALOMBO Marco ROVERI Dipartimento di Scienze della Terra e Geol. Amb., Università di Bologna IGAG - CNR, Istituto di Geologia Ambientale e Geoingegneria, Roma Dipartimento di Scienze Geologiche, Università della Basilicata Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Parma Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Roma La Sapienza Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Roma La Sapienza Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Roma La Sapienza Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Parma Collaboratori: Marco ALBANO Massimiliano MOSCATELLI Olivier STANZIONE Giordana GENNARI Mattia MARINI Maurizio SALVATI Marcello SERRACINO Roberto VALLONE IGAG - CNR, Istituto di Geologia Ambientale e Geoingegneria, Roma IGAG - CNR, Istituto di Geologia Ambientale e Geoingegneria, Roma Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Roma La Sapienza Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Roma La Sapienza Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Roma La Sapienza Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Roma La Sapienza IGAG - CNR, Istituto di Geologia Ambientale e Geoingegneria, Roma Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Roma La Sapienza Patrocinio: IGAG - CNR, Istituto di Geologia Ambientale e Geoingegneria, Roma Società Geologica Italiana, SGI Federazione Italiana Scienze della Terra, FIST Istituto Italiano di Paleontologia Umana, IsIPU Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Roma La Sapienza Sponsor: Fondazione Marco Besso Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Roma La Sapienza IGAG - CNR, Istituto di Geologia Ambientale e Geoingegneria, Roma Geoplanning Istituto Italiano di Paleontologia Umana 3

4 Premessa Questo volume riunisce i riassunti di 58 contributi, presentati al II Congresso della nostra associazione; nonostante gli impegni dei diversi Autori, molti dei quali coinvolti nel recente Congresso Internazionale Geologico di Firenze, la risposta alla chiamata del congresso GeoSed è stata positiva, con numerosi contributi di giovani ricercatori, a testimonianza del deciso ricambio generazionale che ha investito il nostro gruppo. Sebbene questo sia un dato decisamente positivo, una maggiore partecipazione di quelle persone che hanno svolto un ruolo fondamentale per la crescita del vecchio gruppo di sedimentologia e che sono state un punto di riferimento scientifico per molto di noi, sarebbe certamente auspicabile. Tuttavia, credo che per la nostra associazione ci siano tutti i presupposti affichè possa continuare a crescere, migliorando i servizi che essa può offrire a tutta la comunità scientifica e non, facendosi promotrice di impegni culturali come quelli che sono stati recentemente avviati. Devo ammettere che un anno fa, quando fu preso l impegno di organizzare a Roma la nostra riunione, da parte mia ne fui molto contento, sebbene sentivo il peso di questa incombenza, considerato che riunioni scientifiche del gruppo di sedimentologia non si erano più tenute in questa città dalla metà dagli anni ottanta. Adesso ci siamo, spero che quello che abbiamo preparato risulti interessante e stimolante; ci aspettiamo critiche e suggerimenti che sicuramente avrebbero migliorato l intera organizzazione, tuttavia sbagliare in queste situazioni è abbastanza facile, non essendo completamente distaccati dai molto problemi e incombenze che via via si debbono affrontare. Le due escursioni pre- e post-congresso rientrano nelle tematiche su cui lavoriamo da diversi anni e che ci hanno portato a confrontarci con altri ricercatori che la pensano, per fortuna, diversamente da come vediamo noi l evoluzione geologica dei settori che abbiamo investigato (margine estensionale tirrenico; catena appenninica). I diversi contributi presentati al congresso, come si può evincere dal programma, non sono stati raggruppati in sessioni, sebbene possono mostrare una certa affinità di argomenti. I diversi tematismi della geologia del sedimentario sono, più o meno, tutti rappresentati e cominciano anche a farsi notare le importanti ricadute che questa branca della geologia ha su altre discipline (vedi Archeologia). Vorrei finire questa breve premessa ringraziando chi ha contribuito economicamente alla riuscita di questo congresso; in particolare sento il dovere di rivolgere un sostanziale apprezzamento alla Fondazione Marco Besso, sempre sensibile ai forti richiami culturali, e agli altri sponsor che si sono fatti carico delle nostre richieste. Sotto l aspetto umano il mio ringraziamento va esteso a tutte le persone che hanno collaborato, facendosi carico di alcuni impegni: il gruppo dei miei ex studenti di sedimentologia (Massimiliano Moscatelli, Olivier Stanzione, Giordana Gennari, Mattia Marini, Roberto Vallone); Maurizio Salvati; il personale dell IGAG-CNR, Marcello Serracino, Giuliana Quaglia, Silvia Severi, Marco Albano; a quest ultimo rivolgo un particolare grazie per l impegno profuso nella realizzazione del materiale stampato e per il suo profondo ottimismo nel vedere positivo ciò che a volte sembrava catastrofico. Vorrei inoltre ringrazire il Direttore dell IGAG-CNR Giuseppe Cavarretta e il collega Gianni Accordi (CNR), per avere sostenuto questa iniziativa e per avermi aiutato a muovermi all interno del CNR e il nostro segretario, Vincenzo Pascucci, per la solerzia e la fattiva collaborazione. Infine sento di ringraziare tutte quelle persone che, in diversi modi e in diversi momenti mi hanno aiutato, consigliandomi tutte le volte che ponevo un quesito. Detto questo auguro a tutti un buon congresso, con l augurio di trovarci nuovamente riuniti il prossimo anno. Settembre 2004 Salvatore Milli 4

5 Indice Architettura stratigrafica dei depositi tardo quaternari sottosuolo del Valdarno inferiore (Toscana). M. Aguzzi, A. Amorosi, M. Ricci Lucchi, V. Rossi, G. Sarti, S.C. Vaiani pag. 11 Provenance and burial history for the Triassic to early Jurassic continental redbeds of the western and central mediterranean, Spain, Morocco and southern Italy. M. Aiello, S. Critelli, G. Mongelli, F. Perri, V. Perrone, M. Sonnino pag. 12 Hydraulic behaviour of heavy minerals in bedload and suspended-load sediments of the Blue Nile River (Sudan). A. Ali Abdel Megid, E. Garzanti pag. 13 The salsomaggiore structure (northern Apennines Italy): evidences of paleo-landslides shaping the messinian mountain front. A. Artoni, G. Papani, M. Bernini, F. Rizzini, R. Gennari, S. Rogledi, M. Roveri pag. 15 Analisi di facies deposizionale del Permiano di Guardia Pisano (Sulcis, SW Sardegna). S. Barca, L.G. Costamagna pag. 19 Stratigrafia ed analisi di facies dei depositi permiani del lago Mulargia (Sardegna centro-meridionale). S. Barca, L.G. Costamagna pag. 21 La geoarcheologia e il geologo del sedimentario: alcune riflessioni. P. Bellotti pag. 24 Paleodrenaggio sintettonico: esempi dal fronte meridionale dell Alto Atlas, Marocco. M. Benvenuti, G. Moratti, M. Sagri pag. 25 Otricoli preromana: dati geoarcheologici preliminari su un rinvenimento sepolcrale di età arcaica. M. Bertacchini pag. 26 Prime osservazioni su un insediamento del VII sec. a.c. nell area di Terni. M. Bertacchini pag. 29 Analisi di pelagiti su un margine di plateau sottomarino: rilevanza a fini strutturali e paleogeografici. L esempio di Rocca Busambra (Sicilia occidentale). C. Bertok, L. Martire pag. 30 Detecting structural styles in the central Apennines fold-and-thrust belt (Italy): constraints from organic matter maturity, clay mineralogy and structural geology methods. S. Bigi, S. Corrado, L. Aldega pag. 31 Facies di rampa carbonatica nel Miocene medio/superiore della Sardegna settentrionale: confronti con la rampa miocenica laziale-abruzzese. M. Brandano, L. Corda pag. 33 5

6 The Tuscan Nappe megaboudins in the Monte Amiata geothermal area and their influence on Neogene sedimentation. A. Brogi pag. 34 Dati oceanografici nel Mare di Ross: un esempio di elaborazione ed interpretazione. C. Calledda, A. Bergamasco, V. Pascucci pag. 36 Evoluzione dell avanfossa messiniana dell area laziale-abruzzese-marchigiana. G. Cantalamessa, E. Centamore, G. Deiana pag. 39 Pleistocene vertical movements in the Mejillones Peninsula (northern Chile) and mollusc content of marine terraces. G. Cantalamessa, C. Di Celma, L. Ragaini, G. Valleri, W. Landini pag. 42 Gravity-driven deposition in the Late Pliocene of the Periadriatic basin near Offida (Ascoli Piceno, central Italy): facies analysis, chronostratigraphic framework, and provenance of detrital material. G. Cantalamessa, C. Di Celma, P. Didaskalou, P. Lori, G. Napoleone, M. Potetti pag. 47 Facies stacking pattern in rudist-bearing carbonate sequences of the Matese Mountains, central-southern Apennines, Italy. G. Carannante, D. Ruberti, L. Simone, M. Vigliotti, M. Vigorito pag. 50 Età del Macigno e delle Arenarie di Monte Modino nell Appennino Tosco-Emiliano: certezze vs dubbi. R. Catanzariti, N. Perilli, A. Cascella pag. 51 Il limite Pliocene/Pleistocene nell area della città di Roma: nuovi dati di sottosuolo dal Passante a Nord-Ovest (Monti della Farnesina). D. Cosentino, P. Cipollari, L. Di Bella, A. Esposito, C. Faranda, G. Giordano, E. Gliozzi, I. Mazzini, S. Moretti, R. Funiciello pag. 52 Trasgressioni per roll-over del litorale: modelli dinamici e analisi di casi virtuali. C. Cowell, P. Tortora pag. 56 Evoluzione spazio-temporale di petrofacies carbonatoclastiche intrabacinali ed extrabacinali e silicoclastiche nel sistema di bacini di foreland dell Appennino Centrale. S. Critelli, F. Galluzzo, E. Le Pera, S. Milli, M. Moscatelli, S. Perrotta, M. Santantonio pag. 62 Il controllo climatico nell evoluzione dei depositi continentali paleocenici della Sardegna sud-occidentale (Italia). S. Da Pelo, C. Ferrara, A. Ibba, M. Murru, E. Sarria pag. 64 Benthic foraminifera distribution in marine sediments from Naples Harbour, southern Italy. L. Ferraro, F. Lirer, M. Sprovieri, I. Alberico, E. Marsella pag. 69 6

7 Evidences of Langhian - Serravallian eastward migration of the foredeep in the Lucania sector of the Apennines. S. Gallicchio pag. 70 Early Pliocene depositional evolution of the Lower Val d Orcia Basin (southern Tuscany, Italy). M. Ghinassi pag. 72 Syn-tectonic sedimentation of coarse grained Gilbert-type deltas recording an Early Pliocene strike-slip tectonics in the Lower Val d Orcia Basin (southern Tuscany, Italy). M. Ghinassi pag. 73 Le litofacies brecciate in calcari metano-derivati dell Appennino settentrionale (Miocene medio-superiore): caratteri composizionali e geochimici. A. Gubertini, D. Fontana pag. 74 Fossil assemblages and depositional environments in the Upper Cretaceous of southern Apennines and Apulia (southern Italy). A. Laviano, R. Cestari pag. 78 Calcareous plankton biostratigraphy and age of the middle Miocene deposits of Longano Formation (eastern Matese mountains, southern Apennines). F. Lirer, D. Persico, M. Vigorito pag. 79 Gilbert-type deltas in the thrust-top Potenza Basin (Pliocene, southern Apennines). S. Longhitano, A. Colella pag. 81 Deep clastic evaporites deposition in the Messinian Adriatic foredeep (northern Apennines, Italy). V. Manzi, S. Lugli, F. Ricci Lucchi, M. Roveri pag. 82 Ricostruzione della sedimentazione fluviale quaternaria attraverso indagini composizionali: il caso studio di Modena. S. Marchetti Dori, S. Lugli, D. Fontana pag. 83 The role of microbial carbonates in the construction of the Norian carbonate platform of northern Calabria (southern Italy). A. Mastandrea, E. Perri, F. Russo, A. Spadafora pag. 84 Aphrocallistes reef nel Miocene inferiore dell Appennino aquilano. R. Matteucci, C. Bottino pag. 87 Interaction among foreland deformations, growing structures and turbidites sedimentation in the evolution of the Apennines fold-and-thrust-belt. S. Milli, S. Bigi, M. Moscatelli, P. Costa Pisani pag. 88 Mass-wasting deposits in the continental slope of the southwestern Adriatic margin. D. Minisini, D. Ridente, A.Piva pag. 90 7

8 Ipotesi sull origine dei massi presenti nel sottosuolo dell alta pianura friulana: avanzate glaciali o depositi di jökulhlaup? G. Monegato, G. Paiero pag. 92 Caratteristiche geologiche e geotecniche dei terreni della città di Roma. M. Moscatelli, S. Milli, A. Patera, F. Stigliano, S. Storoni Ridolfi, R. Brancaleoni, F. Garbin pag. 93 Facies variability of mixed carbonate-siliciclastic deposits along an Upper Pleistocene coastal transect: the marine terrace of Capo Colonna (Crotone peninsula, Calabria). R. Nalin, F. Massari pag. 95 Sedimentary response to thrust growth in Pliocene piggyback deposits of southern Apennines (Italy). G. Palladino, G. Lotito pag. 96 Study on the Miocene calcareous turbidite deposits of the eastern sector of the southern Apennine chain (Italy). G. Pappone, F. Lirer, A. Cascella, M. Cesarano, E. Casciello pag. 97 Ground penetrating radar a tool in the study of ancient, beach deposits. V. Pascucci, I.P. Martini pag. 100 I bacini sintettonici della Valle Latina meridionale: nuovi vincoli stratigrafici per l evoluzione cinematica dell Appennino centrale. V. Pasquali, P. Casero, P. Cipollari, D. Cosentino pag. 101 La Valle Latina meridionale (Lazio, Italia centrale): geologia del sottosuolo attraverso linee sismiche e dati di pozzo. V. Pasquali, P. Casero, D. Cosentino pag. 102 Evoluzione recente di un territorio di pianura a forte sviluppo urbano: la Piana Campana nell area di Caserta. M.L. Putignano, D. Ruberti, M. Tescione, M. Vigliotti pag. 105 The northern Apennines messinian deposits: paleogeography and tectono-stratigraphic implications. F. Rizzini, A. Argnani, A. Artoni, V. Manzi, M. Roveri, M. Rossi, S. Rogledi, G. Papani, F. Ricci Lucchi, G. A. Pini, F. Panini, M. A. Bassetti pag. 106 Latest stages of filling of a confined and uplifting foreland basin (Bradanic Trough, southern Italy). L. Sabato, M. Tropeano, A. Cilumbriello, G. Palladino, P. Pieri pag. 108 Stratigrafia, ciclicità, e rapporti isotopici del 13C e 18O di successioni cretaciche della piattaforma carbonatica Laziale-Abruzzese (Italia centrale). A. Scifoni, M. Brilli, L. Corda, L. Macelloni, A. Mancinelli, G. Mariotti pag. 109 Sedimentological analysis of the Lower Cretaceous platform succession outcropping in the Gargano promontory (Apulia, southern Italy). L. Spalluto pag

9 Caratterizzazione qualitativa dei sedimenti del Fiume Quequén Grande, Argentina. L. Teruggi, E. Marrocchino, D. Rapti-Caputo, C. Vaccaio pag. 112 Metodologie integrate per il monitoraggio dell arretramento di sponde fluviale. L. Teruggi, I.Chiaverini, D. Ostuni, M. Rinaldi pag. 116 I calcari a nummuliti del dominio delfinese-provenzale (Eocene, Alpi marittime): un esempio di rampa mista silicoclastico-carbonatica. D. Varrone, P.A. Clari, A. d Atri pag. 119 Mediterranean contourites: an example from the southwestern adriatic margin. G. Verdicchio, A. Cattaneo, A. Asioli, F. Trincardi pag. 120 Erosion in mountain catchments (Aosta Valley, Italy): quantifying sediment provenace and denudation rates. G. Vezzoli pag. 122 Depositi fluviali in un semigraben pliocenico (Bacino di Crotone, Calabria). M. Zecchin, C. Roda pag. 124 Indice degli Autori e dei Partecipanti pag

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11 Architettura stratigrafica dei depositi tardoquaternari di sottosuolo del Valdarno Inferiore (Toscana) M. Aguzzi 1, A. Amorosi 1, M. Ricci Lucchi 1, V. Rossi 2, G. Sarti 2, S.C. Vaiani 1 1 Dipartimento di Scienze della Terra e Geologico-Ambientali, Università di Bologna 2 Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Pisa Tramite uno studio sedimentologico e micropaleontologico di dettaglio di cinque sondaggi a carotaggio continuo, spinti ad una profondità massima di 100 m, è stato definito un quadro stratigrafico unitario dei depositi tardoquaternari presenti nel sottosuolo della bassa pianura del Fiume Arno, ad ovest dell abitato di Pontedera. La caratterizzazione di facies su carota, integrata dal contributo di analisi micropaleontologiche a foraminiferi e ostracodi, ha consentito la distinzione di ambienti e sottoambienti continentali, estuarino-lagunari e marini. In particolare, l analisi quantitativa delle associazioni a foraminiferi bentonici ha evidenziato il ruolo giocato da batimetria, salinità e afflussi di acque continentali nell evoluzione dei depositi marino-marginali e la stretta relazione che lega la facies con il contenuto microfaunistico in essa presente. Lo studio palinologico ha fornito informazioni sull evoluzione paleoclimatica dell area in esame, permettendo di rifinire il quadro cronologico. L architettura stratigrafica del sottosuolo del Valdarno Inferiore, ricostruita anche attraverso la correlazione di circa 300 stratigrafie di sondaggi, è caratterizzata dalla presenza di due intervalli composti prevalentemente da depositi litorali. L intervallo più superficiale, affiorante, coincide con la trasgressione marina versiliana (stadio isotopico dell ossigeno - OIS - 1), mentre quello più profondo, intercettato alla profondità di circa 90 m, è stato attribuito alla trasgressione tirreniana (OIS 5e). I due intervalli marini, che fungono da marker stratigrafici per tutta l area in studio, sono separati da metri di sedimenti di piana alluvionale riferiti alla fase glaciale würmiana; questi ultimi sono costituiti dall alternanza di corpi lateralmente estesi, ghiaioso-sabbiosi, di canale fluviale e intervalli prevalentemente argilloso-limosi di piana inondabile. Il brusco passaggio di facies da depositi amalgamati di canale fluviale a sovrastanti sedimenti di ambiente estuarino-lagunare, passanti in aree prossimali a depositi di piana inondabile, corrisponde alla superficie trasgressiva (TS) e rappresenta una superficie chiave per l interpretazione stratigraficosequenziale. I depositi alluvionali al di sotto della TS, riferibili a OIS 4, 3 e 2, sono stati interpretati come il FST (falling stage systems tract) + LST (lowstand systems tract); il ciclo trasgressivo-regressivo riconosciuto al di sopra della TS e coincidente con OIS 1 corrisponde al TST (transgressive systems tract) + HST (highstand systems tract). Per la stretta relazione riscontrata tra la successione sedimentaria studiata e le fluttuazioni eustatiche verificatesi dal Pleistocene superiore ad oggi, risulta evidente come il glacioeustatismo, in combinazione con la subsidenza, abbia rivestito un ruolo fondamentale nella costruzione dell architettura stratigrafica del sottosuolo della bassa pianura dell Arno. 11

12 Provenance and burial history for the Triassic to early Jurassic continental redbeds of the western and central mediterranean, Spain, Morocco and Southern Italy M. Aiello 1, S. Critelli 1, G. Mongelli 2, F. Perri 2, V. Perrone 3, M. Sonnino 1 1 Dipartimento di Scienze della Terra, Università della Calabria 2 Dipartimento di Scienze Geologiche, Università della Basilicata 3 Istituto di Geologia, Università di Urbino Triassic to Lower Liassic continental redbeds along the internal domains of the Mediterranean chains from the Gibraltar Arc (Spain and Morocco) to the Calabrian Arc (Italy) have been analyzed for its sedimentary evolution, provenance and burial history. Redbeds unconformably cover pre-mesozoic successions of the Betic Malaguide, Rifian Ghomaride-Internal Dorsale and Peloritanian complexes, and Hercynian plutonites of Stilo and Sila units (Calabria). The base of redbeds consists of conglomerate and sandstone with alluvial fan and proximal (braided) fluvial facies passing into crossbedded arenite and mudrocks of floodplain and coastal facies, followed by carbonate platform strata. The thickness ranges from some hundreds to some tens of meters. Sandstone is quartzose to quartzolithic with abundant quartz, while feldspar is minor. Lithic fragments include slate and quartzite, radiolarian chert, and minor felsitic volcanic fragments. Conglomerate clasts are mainly of quartzite, with lithics as in sandstone. The nature of clastics suggests a provenance dominantly from Paleozoic sedimentary and metasedimentary rocks similar to those underlying redbeds, which includes Cambrian to Carboniferous succession of clastic, carbonate and cherty sediments, with plutonic bodies in Calabria. The felsitic volcanic clasts suggest a provenance from Permian rhyolite and felsic dikes present within some basements. Geochemistry of mudrocks also confirm a provenance from quartzose metasedimentary sources. Strong chemical weathering of such rocks under hot, episodically humid climate with a prolonged dry season, would produce illitization of silicate minerals, oxidation of iron and concentration of quartz in soil profiles, that were later denudated by fluvial erosion, producing relatively mature, quartz-rich red deposits. Sandstones display heterogeneous distribution of authigenic quartz, kaolin, illite, feldspar, and minor carbonate cementation. Authigenic quartz formed as zoned syntaxial overgrowths on detrital quartz is the principal cement of these sandstones. However, the occurrence of quartz cement is heterogeneous in the studied samples as related to the presence of continuous clay coats that may retard quartz cementation. Extensive dissolution and kaolinization of detrital feldspar, mica and clay pseudomatrix occurred probably under an eodiagenetic meteoric regime. K-feldspar overgrowth, feldspar albitization and minor albite overgrowth occur where pore-filling kaolinite is also abundant. Clay-mineral distributions of sandstone/mudstone pairs indicate that mixed layer illite/smectite with ordered-interstratification (R>1) dominates mudstone mineralogy. Authigenic clays in sandstone are kaolinite, illite, chlorite, mixed-layers kaolinite/illite and kaolinite illitization, as pore fills and pore lining. These authigenic clays show a distinct distribution in diverse studied locations as the result of differences in burial/temperature history. Illite cristallinity index ranging from , the illitization of kaolinite and the occurrence of typical authigenic minerals suggest burial depths of at least 5-6 km and a temperature typical of the boundary between late diagenesis to low anchizone. The composition, sedimentary evolution and burial history of redbeds are very similar to those of the Tuscan Pseudo-Verrucano and reveal a common paleogeographic/paleotectonic evolution before the onset of oceanization in central and western Tethys. These early Mesozoic redbeds are an important stratigraphic marker to reconstruct a continental block (Mesomediterranean Microplate) between Europe and Africa before its fragmentation due to alpine orogeny, played a key role during the evolution of circum-mediterranean chains. Nonetheless, the quartzarenite redbeds must be considered as a regional petrofacies that marked the onset of the continental-rift valley stage of the Mesozoic taphrogenesis and subsequent separation of the African and European plates. 12

13 Hydraulic behaviour of heavy minerals in bedload and suspended-load sediments of the Blue Nile River (Sudan) A. Ali Abdel Megid, E. Garzanti Laboratorio di Petrografia del Sedimentario, Dipartimento di Scienze Geologiche e Geotecnologie, Università di Milano-Bicocca It has long been known that both absolute and relative abundance of heavy-mineral species in sediments depend significantly on grain size, and can be modified substantially by hydraulic sorting (Rubey, 1933; Rittenhouse, 1943; Mange & Maurer, 1992; Hughes et al., 2000). The Blue Nile River represents an exceptional natural laboratory in which to study how heavy minerals are partitioned in different grain size fractions of bedload and suspended-load sediments during transport and deposition by fluvial traction currents. The Blue Nile River in Sudan is characterized by strongly seasonal discharge fuelled by heavy summer rainfall on Ethiopian highlands (Pik et al., 2003). Compositional fractionation of its sediments is visible with the naked eye: longitudinal bars and point bars consist of clean white sand richer in quartz, whereas levee deposits are made of dark-grey silty sand enriched in volcanic grains. In the same sample site, heavy minerals display systematic variation in concentration and relative abundances with both grain size and transport mode. Bedload sand typically displays sharp and regular mineralogical changes, from very poor assemblages dominated by amphiboles in the medium-sand fraction, to very rich assemblages dominated by brown titanian augite and including ultradense grains (opaques, rare zircon, rutile, and garnet) in the very-fine-sand fraction. A parallel increase of heavy-mineral concentration with decreasing grain size is observed for the suspended-load. The fine-sand fraction yields poor assemblages with subequal amounts of amphiboles and pyroxenes, whereas the very-fine-sand and coarse-silt fractions yield rich assemblages showing progressive increase of heavy-mineral concentration, of opaques among total heavy minerals, and of pyroxenes among transparent heavy minerals. These steady trends reflect strong concentration of denser grains within finer grain-size classes for each transport mode, and overall concentration of denser minerals in the bedload with respect to the suspended load. Fig. 1. Striking compositional fractionation in Blue Nile river sediments at Wad Medani, Sudan. A) Heavy minerals are markedly enriched in finer grain-size fractions for each transport mode, and much more concentrated in the fine tail of the bedload (dots; modal class in black) than in the coarse tail of the suspended load (circles; modal class in black). B) For both transport modes, opaques and other ultradense grains (zircon, rutile, garnet) are concentrated in finer grain-size fractions with respect to lessdense heavy-minerals. C, D) Grain-size control causes a steady increase of denser clinopyroxenes (chiefly brown titanian augite) with respect to lighter amphiboles (chiefly blue-green hornblende) from medium-grained sand to coarse silt. A = amphiboles; P= pyroxenes. 13

14 Grain-size-dependent fractionation fundamentally results from hydraulic equivalence of small dense grains with larger and lighter grains, the ratio between the equivalent diameters of two different mineral species rolling in water being the inverse of the ratio between their effective specific gravities (Friedman, 1961). According to this relationship, mafic silicates in bedload river sands should have their modal size half class, and ultradense grains one full class, finer than the bulk of the sediment (brown titanian augite about a fourth of class finer than blue-green hornblende). Mineralogical differentiation is expected to be somewhat less pronounced for suspended-load sediments (Rubey, 1933; Reid & Frostick, 1985). In fact, the observed variation of heavy-mineral concentration indices is sharper for the bedload (from HMC 1 in medium sand to HMC 35 in very-fine sand) than for the suspended load (from HMC 2 in fine sand to HMC 16 in coarse silt). The Blue Nile case demonstrates that traction currents very effectively segregate minerals with even small differences in density within distinct size fractions. Although partly averaged out when a broad size window is analysed (e.g., microns), this effect must be given full consideration in heavy-mineral studies of sands and sandstones. References Foucault A., Stanley D.J. (1989). Late Quaternary palaeoclimatic oscillations in East Africa recorded by heavy minerals in the Nile delta. Nature, 339, Friedman G.M. (1961). Distinction between dune, beach, and river sands from their textural characteristics. Journal of Sedimentary Petrology, 31, Mange A., Maurer H.F.W. (1992). Heavy minerals in colour. Chapman and Hall, London, 147 p. Hughes M.G., Keene J.B., Joseph R.G. (2000). Hydraulic sorting of heavy-mineral grains by swash on a medium-sand beach. Journal of Sedimentary Research, 70, Pik R., Marty B., Carignan J., Lavé J. (2003). Stability of the Upper Nile drainage network (Ethiopia) deduced from (U-Th)/He thermochronometry: implications for uplift and erosion of the Afar plume dome. Earth and Planetary Sciences Letters, 215, Reid I., Frostick L.E. (1984). Role of settling, entrainment and dispersive equivalence and of interstice trapping in placer formation. Journal of Geological Society of London, 142, Rittenhouse G. (1943). Transportation and deposition of heavy minerals. Geological Society of America, Bullettin, 54, Rubey W.W. (1933). The size-distribution of heavy minerals within a water-laid sandstone. Journal of Sedimentary Petrology, 3,

15 The salsomaggiore structure (Northern Apennines, Italy): evidences of paleo-landslides shaping the Messinian mountain front A. Artoni 1, G. Papani 1, M. Bernini 1, F. Rizzini 1, R. Gennari 1, S. Rogledi 2, M. Roveri 1 1 Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Parma 2 ENI-Agip, Milano The prominent Salsomaggiore structure is a thrust-related, north-verging anticline representing the inner flank of the Messinian outermost wedge-top basin in the western sector of the Northern Apennine mountain front (Argnani et al., 2003). Langhian to Serravallian foredeep turbidites crop out in the anticline core; these deposits are bordered by allochthonous Ligurian units, a chaotic complex made up of Jurassic to Eocene oceanic and trench-forearc deposits. The Ligurian units, in turn, are overlain by shelfal to coastal epiligurian deposits filling middle Eocene to early Messinian epi-sutural basins (Fig. 1). A late Messinian hyposaline Lago Mare succession unconformably overlies both the foredeep and allochthonous units, onlapping against the erosive and angular intra-messinian unconformity (Iaccarino & Papani, 1979; Ricci Lucchi et al., 1982). This stratigraphic framework was accomplished during the intra-messinian tectonic phase, during which the Northern Apennine chain, as well as many other Mediterranean areas, underwent a major structural reorganisation. Actually, two portions can be distinguished within the allochthonous units: AU1 located south of the Salsomaggiore anticline, is a wedge of tectonically stacked Ligurian and epiligurian units; AU2, extending from the back-limb of the Salsomaggiore anticline to the north for about 6 km, is a intra- Messinian chaotic mass made of debris flows, olistostromes and huge olistoliths derived from dismembered Ligurian and epiligurian units, among which early Messinian shallow water evaporites are present. Integrating surface and sub-surface data (Fig. 2), inside the AU2 can be re- cognized denudational, translational and accumulative zones; thus, it can be consi- dered a landslide mass, or multiple landslides, departing from the headwall scarps, located south of the Salsomaggiore anticline hinge, to the accumulation zone inside the wedge-top basin located in front of it (Fig. 2). In the translational and accumulative zones the slided masses were likely scraping off the underlying foredeep unit (Fig. 2). New surface (Calderoni, 2001; Artoni et al., 2003; Gennari, 2003; Artoni et al., 2004) and subsurface stratigraphic data (Argnani et al. 2003; Artoni et al., in prep.), framed within the Messinian events of the whole Apennine foreland basin and Mediterranean area (Hsü et al., 1977; Krijgsman et al., 1999; Roveri et al., 2001; Ricci Lucchi et al., 2002), constrain the advancement of AU2 during the intra-messinian tectonic phase, immediately after the main evaporative event. This moment coincides with a change from evaporative-arid to wetter-rainy conditions. We suggest that the main triggering mechanism for the emplacement of the intra-messinian chaotic was the steeper slope gradients generated by generalised uplift occurred during the tectonic intra- Messinian phase. In fact, the uplift of the Salsomaggiore anticline and more internal structures of Northern Apennines chain steepened the relief of the allochthonous wedge enhancing surface instabilities. The concurrent wetter-rainy climate conditions and the consequent lake base level rise were progressively drowning the external toe of the allochthonous units which, thus, were reshaped by large scale and subaqueous gravitational processes. Thus, during the intra-messinian phase, the Salsomaggiore sector of the Northern Apennine mountain front was dominated by landslides favoured by tectonic and climatic processes. The intra- Messinian chaotic unit was likely emplaced by rapid mass movements. According to the recently reconstructed Messinian stratigraphic framework of the Apennine foredeep (Krijgsman et al., 1999; Roveri et al., 2001), this event occurred in less than 100 ka, between 5.6 Ma, the end of the evaporative event, and before 5.5 Ma (Odin et al., 1997), the age of a volcanoclastic bed, not present in the study area but surely post-dating the chaotic emplacement, based on regional-scale physical correlation. These values imply an average and minimum advancement velocity of 6 cm/y. 15

16 References Argnani A., Rizzini F., Rogledi S., Rossi M., Manzi V., Pini G.A., Roveri M., Artoni A., Ricci Lucchi F., Papani G., Panini F.; Bassetti M.A. (2003). Tectonic structures in the subsurface of the Northern pede-apennines: implications for Messinian reconstructions. Geoitalia Forum Italiano di Scienze della Terra, Bellaria settembre. Abs. book, Artoni A., Gennari R., Papani G., Roveri M., Rizzini F. (2003). The late Messinian Lago Mare deposits bordering the Salsomaggiore structure (Northern Apennine foothills) (Northern Apennines, Italy). Atti Convegno GEOSED, Alghero 28 settembre - 2 ottobre, Artoni A., Gennari R., Papani G., Rizzini F., Roveri M. (2004). Tectonic and climatic ciclicty in the late Messinian Lago Mare deposits bordering the Salsomaggiore structure (Northern Apennine foothills) (Northern Apennines, Italy). EGU 1st General Assembly Nice, France, April. Geophysical Research Abstracts, 6, Artoni A., Papani G., Calderoni M., Rizzini F., Argnani A., Roveri M., Rossi M., Rogledi S. (in prep.). The Messinian Salsomaggiore Structure (Northwestern Apennine Foothills, Italy): an ancient landslide-dominated mountain front. To be submitted to International Journal of Earth Sciences. Calderoni M. (2001). I lembi epiliguri associati al caotico intra-messiniano presso Salsomaggiore Terme. Tesi di Laurea inedita Università degli Studi di Parma A.A , pp.134. Gennari R. (2003). Stratigrafia fisica ed evoluzione strutturale al passaggio Mio-Pliocene nella Val Sporzana (Appennino settentrionale). Tesi di Laurea inedita Università degli Studi di Parma A.A , pp.79. Hsü K.J., Montadert L., Bernoulli D., Cita M.B., Erickson A.J., Garrison R.E., Kidd R.B., Melieres F., Muller C., Wright R. (1977). History of the Mediterranean salinity crisis. In: Biju Duval B., Montadert L. (Eds.), International Symposium on the structural history of Mediterranean basins. Split, Iaccarino S., Papani G. (1979). Il Messiniano dell'appennino settentrionale dalla Val D'Arda alla Val Secchia: stratigrafia e rapporti con il substrato e il Pliocene. "Volume dedicato a Sergio Venzo". Università degli Studi di Parma, Parma Krijgsman W., Hilgen F.J., Raffi I., Sierro F.J., Wilson D.S. (1999). Chronology, causes and progression of the Messinian salinity crisis. Nature, 400, Odin G.S., Ricci Lucchi F., Tateo F., Cosca M., Hunziker J.C. (1997). Integrated stratigraphy of the Maccarone sections, late Messinian (Marche region, Italy). In: Montanari A., Odin G.S., Coccioni R. (Eds.), Miocene stratigraphy an integrated approach. Elsevier, Amsterdam, Pini G.A. (1999). Tectosomes and olistostromes in the argille scagliose of Northern Apennines. Geological Society America, Boulder, Special Paper, 335, pp. 70. Ricci Lucchi F., Bassetti M.A., Manzi V., Roveri M. (2002). Il Messiniano trent'anni dopo: eventi connessi alla crisi di salinità nell'avanfossa appenninica. Studi Geoogici Camerti, Ricci Lucchi F., Colalongo M.L., Cremonini G., Gasperi G., Iaccarino S., Papani G., Raffi S., Rio D. (1982). Evoluzione sedimentaria e paleogeografica nel margine appenninico. In: Cremonini G., Ricci Lucchi F. (Eds.), Guida alla geologia del margine appenninico-padano. Società Geologica Italiana, Bologna. Guida Geologica Regionale, Roveri M., Bassetti M., Ricci Lucchi F. (2001). The Mediterranean salinity crisis: an Apennine foredeep perspective. Sedimentary Geology, 140,

17 KM FOOTHILL SUCCESSION Alluvial deposits (Holocene) Pliocene-Pleistocene FOREDEEP UNIT Case Gallo Formation (Serravallian) Rio Gisolo Formation (Serravallian) LIGURIAN UNIT Lagomare succession (late Messinian) ALLOCHTHONOUS UNIT 1 (AU1) EPILIGURIAN SUCCESSION Epiligurian succession (middle Eocene - lower Tortonian) ALLOCHTHONOUS UNITS Epiligurian succession (middle Eocene-Serravallian) Sporno unit (Paleocene - early Eocene) Torrente Ghiara Formation (Langhian-Serravallian) ALLOCHTHONOUS UNIT 2 (AU2) INTRA-MESSINIAN CHAOTIC Chaotic Gessoso-Solfifera Fm. (Messinian evaporitic phase) Epiligurian succession of Vigoleno (upper Tortonian - lower Messinian) Epiligurian succession (middle Eocene-lower Tortonian) Chaotic Sporno unit (Paleocene - early Eocene) Intra-Messinian unconformity Boundary of intra-messinian chaotic Fault a Grotta and Cassio units a) ophiolite and basal complex (Lower Cretaceous -Paleocene) a Chaotic Grotta and Cassio units a) ophiolite and basal complex (Lower Cretaceous -Paleocene) Salsomaggiore anticline hinge Fig. 1. Simplified geological map of the Salsomaggiore structure, a tectonic window formed by Langhian-Serravallian foredeep units overridden by allochthonous units of Ligurian, epi-ligurian units (AU1) and intra-messinian chaotic (AU2) (modified after: Istituto di Geologia di Parma 1966; Servizio Geologico d'italia - Regione Emilia Romagna F. 198 Bardi scala 1: ). 17

18 S. l. 0.0 LIGURIAN FRONT SALSOMAGGIORE FRONT SALSOMAGGIORE ANTICLINE HINGE ZONE TABIANO BASIN 1.0 t.w.t Basal detachment scraping off the underlaying unit KM Embricate thrust structures HEAD WALL SCARP ZONE? DENUDATIONAL AND TRANSLATIONAL ZONE ACCUMULATIVE ZONE Scraped off unit Basal detachment Resedimented primary gypsum ALLOCHTHONOUS UNIT 2 (AU2) INTRA-MESSINIAN CHAOTIC ALLOCHTHONOUS UNIT 1 (AU1) FOREDEEP UNIT Chaotic Ligurian and epiligurian unit associated to scraped off underlaying unit and primary gypsum debris flows and olistolites Thrust Chaotic Ligurian and epiligurian unit Ligurian and epiligurian unit Inner boundary of Intra-Messinian chaotic (limit between Ligurian - epiligurian units and chaotic Ligurian - epiligurian units) Langhian-Serravallian Foredeep unit and Tortonian-early Messinan basins Fig. 2. The geometry of intra-messinian chaotic reconstructed from surface and sub-surface data (a). Line drawing in a) is from a seismic line immediately west of the study area (fig. 1). The zones with different allochthounous units and deformational structures (b) correspond to internal divisions of a landslide mass or multiple landslides. 18

19 Analisi di facies deposizionale del Permiano di Guardia Pisano (Sulcis, SW Sardegna) S. Barca, L.G. Costamagna Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Cagliari Nel Sulcis-Iglesiente affiorano piccoli lembi residui dei depositi continentali, derivanti dall erosione della catena ercinica, di età compresa fra il Carbonifero superiore ed il Permiano. Tali lembi sono posti a San Giorgio (Iglesias, Cocozza, 1966; Barca & Costamagna, 2002), a Guardia Pisano (Gonnesa, Barca et al., 1992; Pittau et al., 2002) e presso Tuppa Niedda (Arburese, Barca et al., 1994). Altri affioramenti permiani, costituiti però esclusivamente da porfidi, sono noti inoltre a Punta Acqua Durci (Arburese, Barca et al., 1994), a Monte Gibarussa (Porto Pino, R.Ufficio Geologico, 1938) e lungo la dorsale di Punta di Cala Piombo (Fontana et al., 1982), nel Sulcis meridionale. Presso Guardia Pisano, la trincea stradale della provinciale che conduce a Portoscuso ha messo ben in evidenza una significativa successione permiana, dello spessore approssimativo di un centinaio di metri, sulla quale è possibile compiere osservazioni litostratigrafiche e sedimentologiche di estremo dettaglio. La successione, di cui non è visibile la base, mostra l evoluzione da depositi di colore prevalentemente scuro, di ambiente alluvionale a tendenza palustre, a depositi in facies di red beds (o facies saxo-turingiana Auct.) di piana alluvionale da arida a subarida. Sulla base delle nuove, accurate misurazioni effettuate, la successione è stata suddivisa in tre litofacies, ovvero, dal basso verso l alto, la Litofacies di Guardia Pisano, la Litofacies di Medau Morimenta e la Litofacies di Rio Fadda. La Litofacies di Guardia Pisano, a cui si riferisce la serie scura inferiore, inquadrabile complessivamente in un contesto di overbank, è costituita essenzialmente da alternanze di siltiti e silititi argillose nerastre a luoghi sottilmente laminate, depostesi in un ambiente alluvionale umido e vegetato, sporadicamente palustre, contenenti resti ben conservati di macro- e microflore. In questi sedimenti si intercalano prodotti vulcanici da lavici a piroclastici a chimismo riolitico-riodacitico (Barca et al., 1992; Pittau et al., 2002) e livelli epiclastici di spessore e granulometria variabile. Nella sua parte intermedia, alternanze siltitico-argillose laminate, di colore da verdolino a purpureo, potrebbero rappresentare un effimero episodio di piana alluvionale subarida connesso con l abbassamento del piano di falda rispetto alla superficie topografica, dovuto ad un momentaneo aumento del tasso di sedimentazione. I dati palinologici forniti da questa parte della successione indicano un età autuniana inferiore (Asseliano inferiore), in buona concordanza con i dati radiometrici, ottenuti dall analisi di un campione lavico, di 297±5 Ma (Pittau et al., 2002, e riferimenti bibliografici). Lo spessore affiorante di questa successione è di circa 14 m. Superiormente, con una transizione non direttamente visibile per la presenza di faglie posteriori, si passa alla Litofacies di Medau Morimenta, costituita prevalentemente da sequenze fining upward, frequentemente a base erosiva, di conglomerati minuti ed arenarie micacee (biotite) di colore rossastro, con strutture di gradazione diretta, di bioturbazione, di laminazione incrociata planare, a festoni o a basso angolo, e talora di embriciatura. Tali sequenze sono contenute all interno di intervalli deposizionali formati da siltiti, siltiti argillose e siltiti arenacee rossastre. L ambiente di sedimentazione è qui riferibile ad un corso d acqua intrecciato distale, caratterizzato da barre trasversali (dune?) tendenti all emersione, migranti nella braidplain. Gradualmente, ma con rapidità, si passa verso l alto alla Litofacies di Rio Fadda, rapportabile ad una più decisa facies di red beds, e costituita da alternanze più o meno fitte (cicli?), lateralmente continue e ben stratificate, di depositi arenaceo-siltoso-argillosi purpurei, laminati. Le litologie più grossolane mostrano strutture di laminazione incrociata sia planare che a festoni, quelle più fini spesso sono bioturbate, localmente con mud-crack; non sono qui infrequenti orizzonti pelitici più o meno intensamente calcretizzati (noduli) che testimoniano periodi di stasi della sedimentazione in un ambiente a clima quantomeno subarido. Le alternanze descritte contengono depositi canalizzati lentiformi arenaceo-conglomeratici, a base erosiva, di spessore variabile fra 1.5 e 3.5 m, con strutture di laminazione parallela, incrociata planare ed a festoni, possibili epsilon-cross stratification, gradazioni 19

20 dirette e più raramente inverse, embriciature e superfici erosive interne di ordine minore. Sono altresì presenti, nelle litologie più fini, strutture di bioturbazione astratta e figurata (ichnofacies Scoyenia). Vi è stata inoltre rinvenuta un'impronta attribuita a Lebachia (Walchia), che, assieme alle evidenze di litofacies, suggerirebbe un età post-asseliana (parte superiore del Permiano inferiore) (Pittau et al., 2002). Qui l ambiente deposizionale è riconducibile a quello di una piana a meandri nella quale, contenuti all interno delle successioni purpuree di bacino di esondazione (overbank), sono riconoscibili lobi di rotta (eventi di crevasse splays) spesso caratterizzati alla base da strutture di scour, sequenze di riempimento di canali minori e possibili depositi di argine (levee) ad essi lateralmente associati, nonché sequenze di barra di meandro (point bar). La direzione dei canali è approssimativamente N 160, con senso di trasporto verso NNW; la barra di meandro posta al top della successione mostra una direzione di migrazione verso W, come la maggior parte dei foreset delle strutture di laminazione incrociata presenti all interno delle intercalazioni arenacee nei depositi siltoso-argillosi di esondazione. Lo spessore affiorante di questa parte della successione si aggira attorno ai 70 m. Riferimenti bibliografici Barca S., Costamagna L.G. (2002). The Upper Carboniferous S. Giorgio succession (Iglesiente, SW Sardinia): stratigraphy, depositional setting and evolution of a Post-Hercynian molassic basin. Volume Speciale n 2, Special Proceeding of the Scientific Meeting Late Palaeozoic to Early Mesozoic events of Mediterranean Europe, and additional regional reports (Siena, April 30 - May ), Barca S., Costamagna L.G., Del Rio M. (1994). Affioramenti permo-carboniferi e mesotriassici fra Porto Piscinas e Punta Acqua Durci (Arburese, Sardegna SW). Bollettino della Società Sarda Scienze Naturali, 30, Barca S., Del Rio M., Pittau P. (1992). Lithostratigraphy and microfloristic analysis of the fluvial-lacustrine autunian basin in the Sulcis area (Southwestern Sardinia, Italy). In: Contribution to the Geology of Italy, with special regard to the paleozoic basement. A volume dedicated to Tommaso Cocozza. Carmignani L., Sassi F.P. (Eds.), IGCP No.276, Newsletter Vol. 5, Siena 1992, Cocozza T. (1966). Il Permo-Carbonifero del bacino di San Giorgio (Iglesiente, Sardegna sud-occidentale. Memorie della Società Geologica Italiana, 6, Fontana D., Gelmini R., Lombardi G. (1982). Le successioni sedimentarie e vulcaniche carbonifere e permo-triassiche della Sardegna. In:Guida alla geologia del Paleozoico sardo, Guide geologiche regionali, Società Geologica Italiana, Pittau P., Barca S., Cocherie A., Del Rio M., Fanning M., Rossi P. (2002). Le bassin permien de Guardia Pisano (SW Sardaigne, Italie): palynostratigraphie, paléophytogéographie, corrélations et âge radiométrique des produits volcaniques associés. Geobios, 35, R.Ufficio Geologico (1938). Fogli , Teulada S. Efisio, C. Geol. d It. 1: , Giardi, Firenze. 20