Deformazioni sin-collisionali nella Falda Toscana a sudovest del Monte Amiata (Toscana meridionale): il sovrascorrimento di Monte Aquilaia

Transcript

1 Boll. Soc. Geol. It., 121 (02), , 14 ff. Deformazioni sin-collisionali nella Falda Toscana a sudovest del Monte Amiata (Toscana meridionale): il sovrascorrimento di Monte Aquilaia ANDREA BROGI (*) & ANTONIO LAZZAROTTO (*) RIASSUNTO In questo lavoro sono presentati i risultati di un nuovo rilevamento di dettaglio e di uno studio geologico-strutturale, condotti in un area a SW del Monte Amiata. La zona studiata comprende una delle vette più elevate (Monte Aquilaia) della dorsale M. Aquilaia-M. Buceto-M. Labbro, situata ad ovest del campo geotermico di Bagnore; in essa compaiono unità litostratigrafiche della Falda toscana e della sovrastante Unità delle argille e calcari. Nella Falda toscana è stato riconosciuto un assetto tettonico polifasato, caratterizzato dalla sovrapposizione di tre fasi deformative principali. La prima fase (D 1 ) è responsabile della sovrapposizione dell Unità delle argille e calcari sulla Falda toscana e di un raddoppio tettonico all interno di quest ultima unità, riconosciuto in quest area per la prima volta. Sulla base di queste osservazioni sono state individuate due sottounità tettoniche (SU1 e SU2). Quella superiore (SU1) è costituita da una successione che va dalle Marne a Posidonomya al Macigno, mentre quella inferiore (SU2) è costituita, in affioramento, dalle litofacies comprese tra i Diaspri e la Scaglia toscana. La fase deformativa D 2 ha causato superfici di scollamento a basso angolo e pieghe a vergenza orientale, mentre la fase deformativa D 3 ha causato faglie dirette ad alto angolo che hanno dislocato tutte le strutture precedentemente realizzate. TERMINI CHIAVE: Geologia strutturale, Tettonica polifasata, Tettonica sin-collisionale, Falda Toscana, Appennino settentrionale. ABSTRACT Syn-collisional deformation in the Tuscan Nappe SW of Mt. Amiata (Southern Tuscany): the Mt. Aquilaia thrust. This paper deals with the results of new geological field-mapping and a structural study, carried out in the western area of the Monte Amiata volcano, in southern Tuscany. The study area is located in the northern part of the Mt. Aquilaia-Mt. Buceto-Mt. Labbro ridge, representing a structural culmination situated in the western side of the Bagnore geothermal field (CALAMAI et alii, 1970). In the Mt. Aquilaia area tectono-stratigraphic units belonging to the Tuscan Nappe and Argille e calcari Unit, crop-out. The Tuscan Nappe mainly consists of the Scaglia toscana stratigraphic units and Macigno Fm. with minor outcrops of Marne a Posidonomya, Diaspri and Maiolica Fms. The Argille e calcari Unit is represented by the Argilliti e calcari di Canetolo-Cirone and of the Calcareniti di Groppo del Vescovo (BOCCALETTI et alii, 1987). Structural analysis and geological mapping have allowed the tectonic setting of this area to be defined. Three main tectonic phases have been recognised. The oldest (D 1 ) is characterised by brittle and ductile structures. It is related to the thrusting of the Argille e calcari Unit onto the Tuscan Nappe and to a thrust recognised within the Tuscan Nappe, defining two tectonic sub-units, here named SU1 and SU2. The SU1 consists of the stratigraphic units comprised between the Marne a Posidonomya and the Macigno Fm, whereas the SU2 consists of the Maiolica and Diaspri Fms. together with the stratigraphic units belonging to the Scaglia toscana. (*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Siena, Via Laterina 8, Siena. brogiandrea@unisi.it. S-c structures, folds and tectonic foliation associated with the D 1 tectonic phase are very well developed close to the thrust surface. The axes of the folds, the direction of the reverse fault planes and the intersections between the s and c planes are oriented N150 - N0. All these structures indicate an eastward tectonic vergence of the D 1 tectonic phase. The D 2 deformational phase produced lowangle normal faults and east-verging folds, metres to decametres in size, with axes ranging from N to N70. The D 3 tectonic phase gave rise to high-angle normal faults dissecting all the previous structures. The fault directions ranging from N150 to N180 are coherent with the main normal faults bordering the Neogene-Quaternary basins of Southern Tuscany. The Mt. Aquilaia thrust, previously unidentified, is a D 1 structure developed during the Northern Apennine syn-collisional stage, but unfortunately its complete geometry is unlikely to be detectable owing to the scarcity of continuous outcrops. The Mt. Aquilaia thrust probably could be a part of a major thrust-duplex system affecting the Tuscan Nappe. This is supported by the occurrence of other thrusts recognised in the neighbouring areas: Monte Labbro area (CRESCENTI & GIUSSANI, 1969) and Monti dell Uccellina (CAM- PETTI et alii, 1995, 1999). The tectonic setting detected in this area represents an important contribution to the knowledge of the structural setting of Tuscan Nappe and, more generally, of the tectonic history of this sector of the northern Apennine Chain. KEY WORDS: Structural geology, Polyphase tectonics, Syncollisional tectonics, Tuscan Nappe, Northern Apennines. INTRODUZIONE Nelle aree circostanti all edificio vulcanico del Monte Amiata, la Falda toscana compare in alcuni nuclei che emergono dagli estesi affioramenti delle coltri liguri (Unità liguri l.s.) (fig. 1). Al margine occidentale dell area geotermica di Bagnore, immediatamente ad ovest delle pendici del Monte Amiata, è presente una dorsale (Monte Aquilaia-Monte Buceto-Monte Labbro) orientata circa NNW-SSE, costituita quasi interamente dai termini mesozoici e cenozoici della Falda toscana. Il Monte Aquilaia costituisce una delle vette più elevate ed occupa la posizione più settentrionale. L ottima esposizione degli affioramenti di Falda toscana, pur in un area di dimensioni modeste, ha permesso di riconoscere un locale raddoppio di serie stratigrafica. Allo stato attuale delle conoscenze i sovrascorrimenti riconosciuti in superficie all interno della Falda toscana sono molto rari; sono stati segnalati nell area di Monte Labbro, a sud di quest area (CRESCENTI & GIUSSANI, 1969), a Monterotondo Marittimo (LAZZAROTTO, 1967) e nella Toscana costiera, nei Monti dell Uccellina (CAMPETTI et alii, 1995, 1999), dove però, tra le sottounità della Falda toscana ve ne sono interposte altre appartenenti al Gruppo del Verrucano.

2 0 A. BROGI & A. LAZZAROTTO YV PIOMBINO Complesso delle rocce Ignee Plio - Quaternarie Depositi Neogenici e Quaternari Unit Liguri Unit Sub-liguri Iano VOLTERRA Complesso dei terreni di Facies Toscana Lanciaia Gavorrano Y Complesso delle Scaglie metamorfiche del Prom. Argentario e dell Isola del Giglio Larderello Y le Cornate GROSSETO M. Argentario AG Monticiano Roccastrada M. Leoni SIENA Isola del Giglio Km INQUADRAMENTO GEOLOGICO M. Amiata Manciano ST UL ST SM W N Area Studiata S M. Cetona Fig. 1 - Ubicazione dell area studiata. Da GIANNINI et alii (1971) con modifiche. Location of study area. From GIANNINI et alii (1971) modified. E La Falda toscana costituisce una delle unità di copertura dell Appennino settentrionale (MERLA, 1952; GIANNI- NI et alii, 1962; BALDACCI et alii, 1967; GIANNINI et alii, 1971; CARMIGNANI et alii, 1991) ed occupa una posizione compresa tra le unità del Basamento Metamorfico toscano, a letto, e le unità terrigene subliguri e liguri, a tetto. Questa unità è costituita da una spessa successione di rocce carbonatico-silicee di età triassico-cretacica sormontate da rocce di natura emipelagica e terrigena di età compresa tra il Cretacico e l Oligocene sup./miocene inf. La parte basale della Falda toscana è costituita da rocce evaporitiche di età triassico-superiore (Formazione delle anidriti di Burano) in corrispondenza delle quali è avvenuto lo scollamento di questa unità tettonica dal proprio basamento, durante la fase di edificazione della catena. L Appennino settentrionale è caratterizzato da una evoluzione tettonica polifasata (PERTUSATI et alii, 1977; CARMIGNANI & KLIGFIELD, 1990; CARMIGNANI et alii, 1994a; 1994b; 1995; ELTER & SANDRELLI, 1994; 1995; CA- ROSI et alii, 1995, 1997; CONTI et alii, 1991; DECANDIA et alii, 1998); le unità tettoniche che lo costituiscono hanno registrato diverse fasi deformative sovrapposte, più facilmente riconoscibili nelle unità metamorfiche. La maggior parte degli Autori è concorde nel riferire la prima fase tettonica (fase deformativa D 1 ), riconosciuta nelle diverse unità tettoniche, all evento compressivo responsabile dell edificazione della catena. A questa fase ne sono seguite altre (fasi deformative D 2, D 3...) che alcuni Autori attribuiscono alla tettonica distensiva iniziata nel Miocene inferiore-medio (CARMIGNANI & KLIGFIELD, 1990; JO- LIVET et alii, 1990; CARMIGNANI et alii, 1993; ELTER & SANDRELLI, 1995; CAROSI et alii, 1996; CAMPETTI et alii, 1995, 1999; ROSSETTI et alii, 1999; BRUNET et alii, 00); la tettonica distensiva ha causato prima lo sviluppo di fasce di taglio (faglie a basso angolo, che hanno dato origine al fenomeno della Serie ridotta BERTINI et alii, 1991; DECANDIA et alii, 1993) e pieghe e successivamente lo sviluppo di faglie ad alto angolo, la cui attività ha causato la nascita di importanti depressioni strutturali (bacini neogenico-quaternari della Toscana meridionale e dell alto Lazio (BERTINI et alii, 1991; BOSSIO et alii, 1993; BALDI et alii, 1994; DALLMAYER et alii, 1995; LIOTTA et alii, 1998). La successione stratigrafica della Falda toscana, affiorante nell area di Monte Aquilaia, si sviluppa dalle Marne a Posidonomya al Macigno, ma hanno maggiore estensione le litofacies della Scaglia toscana (fig. 2a). Gli spessori delle formazioni sono molto variabili per cause tettoniche. Le Marne a Posidonomya compaiono in modesti affioramenti nei pressi di Monte Aquilaia (FAZZINI, 1978). I Diaspri affiorano discontinuamente nell area di Poggio Sassaie e di Monte Aquilaia, inoltre li ritroviamo, fuori carta, presso Stribugliano e sulla vetta di Poggio Faggia. Le caratteristiche stratigrafiche dei termini giurassici non mostrano particolarità rispetto a quanto riportato in letteratura in altre aree limitrofe. La Maiolica è costituita da pochi metri di calcilutiti bianche e rosate, contenenti liste e noduli di selce. Verso l alto compaiono marne rosse e calcari marnosi grigi che preannunciano il passaggio alla soprastante Scaglia toscana. Quest ultima può essere suddivisa in diverse unità litostratigrafiche cartografabili analogamente ai Monti del Chianti (CANUTI et alii, 1965; FAZZUOLI et alii, 1996; 00). Si riconosce una unità litostratigrafica basale, Argilliti di Brolio, costituita in prevalenza da argilliti e siltiti rosse; ad esse nella porzione inferiore sono associati strati calcilutici silicei grigio-verdi, mentre nella parte sommitale compaiono radiolariti di colore rosso e nero, alle quali si alternano livelli di siltiti silicee rosse e nocciola. Al di sopra compaiono le Marne del Sugame costituite da marne, calcari marnosi e siltiti prevalentemente di colore rosso. Seguono le Argilliti e calcareniti di Dudda, rappresentate da alternanze di argilliti nocciola e calcareniti fini. All interno di quest ultime si intercala una lente spessa fino a qualche decina di metri di biocalcareniti e biocalciruditi («mmulitico» in LOSACCO, 1960; «Calcareniti di Montegrossi» in CANUTI et alii, 1965; FAZZUOLI et alii, 1996; 00). Superiormente alla Scaglia toscana compaiono tettonicamente discordanti le torbiditi arenacee del Macigno. Nella parte occidentale dell area (fig. 2a), al di sopra della Falda toscana giacciono le litofacies appartenenti all Unità delle Argille e calcari (Unità sub-ligure Auct.); essa è caratterizzata nella parte basale da argilliti nocciola, marne e calcari grigi (complesso argillitico-calcareo di Canetolo-Cirone, in BOCCALETTI et alii, 1987) al di sopra delle quali compaiono banconi di biocalcareniti e biocalciruditi con subordinate intercalazioni di marne e siltiti nocciola (Calcareniti di Groppo del Vescovo in BOCCA- LETTI et alii, 1987). Nell area di Monte Aquilaia è stato riconosciuto un raddoppio della successione toscana. Sono state distinte due sottounità tettoniche: quella geometricamente superiore, qui chiamata SU1, va dalle Marne a Posidonomya fino al Macigno; la sottounità più profonda, qui chia-

3 ASSETTO STRUTTURALE DELLA FALDA TOSCANA NELL AREA DI MONTE AQUILAIA 1 Poggio all Olmo Gv Ac Ac d d 35 Mp Du Pietra Sorbella Di Mai Ab 35 Di Ab Ab Pod. del Capannone d Du SU2 Du Fig. 2a - Schema geologico dell area di Monte Aquilaia. Geological sketch-map of the Mt. Aquilaia area d Mg SU1 M. Aquilaia Di Ab r Du Ab Ab Mp Mai Mp N 0 0 m Du SU2 d Capanne Landi Du Ab 40 d Detrito (d) Unità delle argille e calcari Calcareniti di Groppo del Vescovo (Gv) Argilliti e calcari di Canetolo - Cirone (Ac) Falda Toscana a b a: Argilliti e calcareniti di Dudda (Du): Argilliti nocciola e calcareniti grigie b: Calcareniti a mmuliti () Marne del Sugame (Mp): Marne rosse e calcari marnosi grigi e rosa a b Argilliti di Brolio (Ab): a - Argilliti, siltiti rosse e calcilutiti grigio-verdi; b - radiolariti (r) Maiolica (Mai) Diaspri (Di) Marne a Posidonomya (Mp) Strati con polarità non riconosciuta Strati con polarità diritta Strati con polarità rovesciata Strati verticali Faglie dirette ad alto angolo Sovrascorrimento Faglia diretta a basso angolo Contatti stratigrafici e/o tettonizzati

4 2 A. BROGI & A. LAZZAROTTO Fig 2b - Sezione geologica. Geological cross-section. ASSETTO STRUTTURALE Nella zona di M. Aquilaia sono state riconosciute tre principali fasi deformative sovrapposte. La più antica (fase D 1 ) è responsabile dell impilamento delle diverse unità tettoniche che costituiscono questo settore di catena (CALA- MAI et alii, 1970; BROGI, 01) e dell accavallamento della sottounità SU1 sulla sottounità SU2. La seconda fase deformativa (fase D 2 ) ha causato pieghe vergenti verso E-SE che costituiscono gli elementi strutturali più ricorrenti nell area studiata e faglie a basso angolo, mentre la fase D 3 ha causato lo sviluppo di faglie dirette ad alto angolo che hanno dislocato tutte le precedenti strutture. STRUTTURE ASSOCIATE ALLA FASE DEFORMATIVA D 1 Durante la fase D 1 si sono sviluppate deformazioni di tipo fragile e duttile, come faglie inverse, pieghe, foliazioni e strutture s-c (BERTHÉ et alii, 1979), concentrate soprattutto in prossimità della superficie di sovrascorrimento che separa la sottounità SU1 dalla SU2. Fig. 3 - Rapporti tettono-stratigrafici delle formazioni della Falda toscana nell area di Monte Aquilaia (SU1 Sottounità 1, SU2 sottounità 2; MAC Macigno, NUM Calcareniti a mmuliti, DUD Argilliti e calcareniti di Dudda, MSU Marne del Sugame, RAD Argilliti di Brolio: radiolariti, BRO Argilliti di Brolio: argilliti e calcilutiti, MAI Maiolica, DI Diaspri, POD Marne a Posidonomya). I contatti tra le unità litostratigrafiche sono spesso tettonizzati. Tectono-stratigraphic relationships between the Tuscan Nappe Fms. in the Mt. Aquilaia area (SU1 Sub-unit1, SU2 Sub-unit 2; MAC Macigno, NUM Calcareniti a mmuliti, DUD Argilliti e calcareniti di Dudda, MSU Marne del Sugame, RAD Argilliti di Brolio: radiolarites, BRO Argilliti di Brolio, MAI Maiolica, DI Diaspri, POD Marne a Posidonomya). The lithostratigraphic unit boundaries are frequently tectonised. mata SU2, è costituita, in affioramento, dai Diaspri fino alla parte alta della Scaglia toscana (fig. 3). Alcune formazioni della sottounità SU1 sono fortemente ridotte di spessore verosimilmente per cause di natura tettonica (fig. 2b). Osservazioni alla scala cartografica La superficie di sovrascorrimento che separa la SU1 dalla SU2 è riconoscibile nel versante orientale, meridionale ed occidentale di Monte Aquilaia, mentre in quello settentrionale essa è coperta da alcune placche di detrito (fig. 2a). La sommità di Monte Aquilaia è costituita interamente dalla SU1 (figg. 2a e 2b). Le Marne a Posidonomya poggiano in contatto tettonico sulle Argilliti e calcareniti di Dudda della SU2 (fig. 4). Sul lato sud-occidentale di Monte Aquilaia (fig. 2a) il sovrascorrimento, coperto per lunghi tratti da detrito, è tuttavia messo in evidenza dalla ripetizione di due livelli di calcareniti a mmuliti: quello appartenente alla SU2 costituisce una lente intercalata entro le Argilliti e calcareniti di Dudda ed è osservabile in affioramenti intensamente tettonizzati nei pressi di Podere del Capannone; quello appartenente alla SU1 giace su argilliti rosse con radiolariti nere (Argilliti di Brolio), che costituiscono, in questo punto, la base della SU1 e che giacciono tettonicamente sulle Argilliti e calcareniti di Dudda della SU2. Sul lato orientale del monte la base della SU1 è costituita, per alcuni tratti dalle Marne a Posidonomya e per al-

5 ASSETTO STRUTTURALE DELLA FALDA TOSCANA NELL AREA DI MONTE AQUILAIA 3 Fig. 4 - Panorama del lato orientale di Monte Aquilaia ove è riconoscibile il sovrascorrimento della sottounità SU1 sulla sottounità SU2. Panoramic view of the eastern side of Mt. Aquilaia, showing the thrust of SU1 above SU2 subunit. tri dalla Maiolica, entrambi poggianti sulle Argilliti e calcareniti di Dudda della SU2 (fig. 2a). Nella parte nord-orientale si riconoscono due orizzonti di calcareniti a mmuliti: quello geometricamente più profondo, appartenente alla SU2, ha uno spessore di circa una ventina di metri, mentre quello superiore, appartenente alla SU1, ha uno spessore di pochi metri e costituisce una lente entro le Argilliti e calcareniti di Dudda. Il livello calcarenitico superiore poggia sulle argilliti di Brolio che rappresentano, in questo punto, la parte più profonda della SU1, come nella parte sud-orientale del monte. Il tetto della SU2 è costituito quasi ovunque dalle Argilliti e calcareniti di Dudda (figg. 2a, 2b e 3) tranne che nel lato NE del monte, dove compare un potente livello di calcareniti a mmuliti. L unità litostratigrafica più profonda della SU2 (almeno nell area di Monte Aquilaia) coincide con i Diaspri. Al tetto stratigrafico della SU1 compare il Macigno il quale costituisce la sommità del monte. La base della SU1 è costituita come si è visto da diverse unità litostratigrafiche. Nel lato meridionale, orientale ed in un breve tratto di quello occidentale compaiono le Marne a Posidonomya, mentre nel lato sud-occidentale e nord-orientale le Argilliti di Brolio. Osservazioni alla meso- e macroscala La superficie tettonica che separa la SU1 dalla SU2, come detto precedentemente, non è sempre osservabile con chiarezza in affioramento. Essa si presenta come una fascia di taglio spessa qualche metro, intensamente tettonizzata, ove sono riconoscibili pieghe asimmetriche attraversate da una pervasiva foliazione, faglie inverse e strutture s-c. Le strutture più chiare sono osservabili nelle Marne a Posidonomya: la costituzione litologica di questa formazione rende quest unità particolarmente adatta alla registrazione della deformazione, mentre nei litotipi prevalentemente argillitici della Scaglia toscana la deformazione ha interamente scompaginato l originario assetto stratigrafico, rendendo difficoltosa l interpretazione degli orizzonti deformati. Le Marne a Posidonomya sono intensamente deformate in prossimità della superficie di sovrascorrimento. Le pieghe (F 1 ), generalmente chiuse (sub-isoclinali), hanno cerniere ispessite e fianchi debolmente assottigliati. La maggior parte di esse ha il fianco corto sradicato (figg. 5-6) e piano assiale circa parallelo alla superficie di stratificazione. Il loro senso di rovesciamento è verso E-NE, coerente con il senso di trasporto tettonico, come deducibile dall analisi delle faglie inverse e delle strutture s-c. Le pieghe hanno direzioni assiali comprese tra N150 a N190 (fig. 7). Esse sono attraversate da una foliazione penetrativa di piano assiale che prevale sulla stratificazione nei livelli a dominante pelitica. Negli strati calcarei e calcareo-marnosi invece i rapporti angolari tra la superficie di stratificazione e la foliazione divengono chiari (figg. 5, 6 e 8); la foliazione infatti si sviluppa come superficie di dissoluzione, spaziata ad intervalli millimetrici. Essa è caratterizzata da clivaggio stilolitico nei litotipi a dominante calcarea e da slaty-cleavage in quelli a dominante pelitica.

6 4 A. BROGI & A. LAZZAROTTO Le faglie inverse sono prevalentemente riconoscibili nei litotipi a dominante calcarea, difficilmente in quelli a dominante pelitica. I piani di faglia sono piuttosto inclinati (ramp) nei litotipi calcarei (10 - ) mentre sono poco inclinati (flat) entro quelli a dominante pelitica (0-5 ), ove talvolta vengono sfruttate le superfici di interstrato laddove esiste un elevato contrasto di competenza; l entità del rigetto è talvolta deducibile dalla correlazione di livelli dislocati, facilmente riconoscibili a causa delle ritmiche alternanze di litotipi diversi che caratterizzano questa formazione (fig. 6). I loro rigetti sono variabili da qualche centimetro a qualche decimetro. Nei due blocchi delle faglie sono spesso evidenti indicatori cinematici costituiti da pieghe di trascinamento e da tension gash (fig. 6a); le strie invece sono raramente osservabili. L orientazione dei piani di faglia varia da N150 a N180 ed il trasporto tettonico è verso i quadranti orientali. Le strutture s-c sono subordinate alle altre e sono osservabili entro gli interstrati a dominante pelitica. La loro presenza è stata osservata soltanto in alcuni affioramenti particolarmente vicini alla superficie di sovrascorrimento. Le superici s, orientate parallelamente al piano XY dell ellissoide dello strain finito, rappresentano zone di accumulo della deformazione finita, mentre le superfici c costituiscono zone dove si concentra un alto tasso di deformazione per taglio e costituiscono, allo stesso tempo, i piani di movimento relativo (piani di taglio). L intersezione tra le due superfici ha una orientazione variabile tra N170 e N0 ed il senso di taglio è verso est. Osservazioni alla microscala Sono state analizzate sezioni sottili di alcuni campioni prelevati dalla formazione delle Marne a Posidonomya in corrispondenza dei fianchi e delle cerniere delle pieghe F 1. I rapporti tra la foliazione tettonica (S 1 ) e la superficie di stratificazione (S 0 ) sono chiaramente riconoscibili anche in sezione sottile (fig. 9a). La foliazione è caratterizzata da superfici di dissoluzione (fig. 9b) e di appiattimento (fig. 9c), ove sono concentrati minerali argillosi ed ossidi, che separano lithons di dimensioni variabili. La dissoluzione è particolarmente evidente nei litotipi a dominante calcarea, dove, oltre alla matrice carbonatica della roccia, sono stati dissolti anche bioclasti, prevalentemente costituiti da frammenti di gusci di Posidonia alpina (fig. 9d). Nei litotipi a dominante calcarea la foliazione è caratterizzata da un clivaggio spaziato e disgiuntivo con forma dei domini di clivaggio del tipo wriggly e/o stylolytic (PASSCHIER & TROUW, 1996 cum bibl.). Nei litotipi a dominante pelitica la foliazione è caratterizzata da un clivaggio continuo e disgiuntivo-spaziato con forma dei domini di clivaggio del tipo rough e/o smooth (PASSCHIER & TROUW, 1996 cum bibl.). FASE DEFORMATIVA D 2 Fig. 5 - Rapporti stratificazione/foliazione in una piega F 1 nelle Marne a Posidonomya. Bedding/foliation relationships in an F 1 fold in the Marne a Posidonomya Fm. Questa fase deformativa è responsabile dello sviluppo di pieghe e di superifici di scollamento, quest ultime riconducibili a faglie dirette a basso angolo. Le pieghe (F 2 ) costituiscono le deformazioni più ricorrenti nell area presa in considerazione. Esse sono riconoscibili in tutte le unità stratigrafiche affioranti nell area di Monte Aquilaia, sebbene mostrino una maggiore continuità in quelle della Falda toscana rispetto a quelle dell Unità delle Argille e calcari sovrastante.

7 ASSETTO STRUTTURALE DELLA FALDA TOSCANA NELL AREA DI MONTE AQUILAIA 5 Fig. 6 - Strutture collegate alla fase deformativa D 1 riconoscibili in prossimità della superficie di sovrascorrimento; a) faglia inversa e b) piega sradicata. D 1 deformation structures close to the thrust surface; a) reverse fault and b) teared folds. Le pieghe sono generalmente asimmetriche ed hanno vergenza orientale; i piani assiali immergono verso i quadranti occidentali con inclinazioni variabili da 10 a 50. La loro direzione assiale è compresa tra 0 e 70, sebbene la direzione statisticamente più ricorrente sia compresa tra N 25 e N (fig. 7). Alle pieghe è localmente associata, soprattutto nei litotipi a dominante pelitica, una foliazione tettonica convergente all intradosso delle pieghe, sviluppata soprattutto in cerniera e meno evidente nei fianchi. Nell area di Monte Aquilaia sono riconoscibili alcune anticlinali alla scala cartografica (fig. 2b) alle quali sono associate pieghe parassite di II e III ordine, le prime osservabili alla scala dell affioramento (fig. 10) e le seconde, più rare, alla scala del campione a mano. La forma e lo stile delle pieghe variano nelle diverse litofacies interessate dalla deformazione; si riconoscono prevalentemente pieghe da aperte, nelle litofacies calca-

8 6 A. BROGI & A. LAZZAROTTO Fig. 7 - Diagrammi stereografici (diagramma di Schmidt, emisfero inferiore); A e B rispettivamente poli e contouring degli assi di piega F 1 (9 dati); C e D rispettivamente poli e contouring degli assi di piega F 2 (28 dati). Stereonets (Schmidt diagram, lower hemisphere); A and B are respectively poles and contouring of F 1 fold axes (9 data); C and D are respectively poles and contouring of F 2 fold axes (28 data). ree e marnose, a chiuse (sub-isoclinali) nelle litofacies argillitico-pelitiche. Alla scala cartografica è possibile osservare, ad ovest di Monte Aquilaia, il coinvolgimento della superficie tettonica che separa la SU1 dalla SU2 nelle pieghe F 2 (fig. 2b). Ulteriori evidenze di sovrapposizione di elementi strutturali sono osservabili in sezione sottile dove il sistema S 0 /S 1 è localmente deformato da pieghe aperte che danno luogo ad un debole e localizzato crenulation-cleavage (PASSCHIER & TRHOW, 1996) (fig. 9e-f). I rapporti di sovrapposizione delle strutture della D 2 su quelle antecedenti della D 1 sono raramente osservabili alla scala dell affioramento ed alcune volte sono difficilmente interpretabili perché non chiaramente esposti. Tuttavia presso Pietra Sorbella (fig. 2) è possibile osservare localmente, entro i Diaspri, una foliazione a basso angolo rispetto alla superficie di stratificazione, i cui rapporti non sono coerenti con le pieghe osservabili (fig. 11). I rapporti di sovrapposizione tra gli elementi strutturali permettono di considerare la foliazione a basso angolo rispetto alla superficie di stratificazione (S 0 ) come superficie S 1 (i rapporti S 0 /S 1 unitamente alla polarità stratigrafica indicano una vergenza orientale delle strutture), e di attribuire le pieghe che deformano il sistema S 0 /S 1 alla fase D 2. Le faglie dirette a basso angolo sono riconoscibili a tratti in alcuni affioramenti (fig. 12). Sebbene la loro presenza sia scarsamente documentata in affioramento, essa è deducibile da osservazioni alla scala cartografica, che rivelano importanti omissioni stratigrafiche in tutta l area. Lo stesso contatto tettonico che ha permesso la sovrapposizione dell Unità delle Argille e calcari sulla Falda toscana durante l edificazione della catena è stato riattivato, nell area di Monte Aquilaia, come faglia diretta a basso angolo. Le pieghe F 2 sono interpretate come pieghe di taglio sviluppate entro litoni delimitati da importanti superfici di scollamento (faglie dirette a basso angolo) (fig. 13) alle quali sono associate faglie minori. Le faglie dirette a basso angolo osservabili alla scala dell affioramento hanno spesso attivato superfici di discontinuità, come ad esempio le superfici di stratificazione, laddove vi è un elevato contrasto di competenza. Nell area di Monte Aquilaia i contatti tra alcune unità stratigrafiche sono spesso tettonizzati e si osservano importanti fenomeni di riduzione dello spessore stratigrafico (figg. 2 e 3). Questo può essere messo in relazione a superfici di scollamento che costituiscono faglie minori associate alle principali faglie a basso angolo. Lungo i Fig. 8 - Foliazione penetrativa nel fianco di una piega F 1 nelle Marne a Posidonomya. Penetrative foliation in an F 1 fold limb in the Marne a Posidonomya Fm.

9 ASSETTO STRUTTURALE DELLA FALDA TOSCANA NELL AREA DI MONTE AQUILAIA 7 Fig. 9 - Microfoto; a) Formazione della Marne a Posidonomya, 25X N.p.; rapporti S 0 /S 1 : la S 0 è marcata, oltre che dal cambiamento litologico, dall allineamento preferenziale dei filaments, mentre la S 1 è rappresentata da superfici di dissoluzione con concentrazione di ossidi. b) Formazione della Marne a Posidonomya, 4X N.p.; la foliazione S 1 è rappresentata da superfici sub-parallele di dissoluzione con concentrazione di ossidi. c) Formazione della Marne a Posidonomya, 4X N.p.; la foliazione S 1 è rappresentata da superfici di appiattimento, mentre la S 0 appare quasi completamente trasposta sulla S 1. d) Formazione della Marne a Posidonomya, 25X N.p.; particolare della dissoluzione di un filament in corrispondenza della foliazione S 1. e) ed f) Formazione della Marne a Posidonomya, 4X N.p.; il sistema S 0 /S 1 è deformato da un localizzato crenulation-cleavage connesso con lo sviluppo di pieghe F 2. Microphotos: a) Marne a Posidonomya Fm. 25 X I.N.; S 0 /S 1 relationships: S 0 is recognisable from the change in lithotype and by the alignment of the filaments; S 1 is represented by dissolution surfaces with oxide concentration. b) Marne a Posidonomya Fm. 4X I.N. The S 1 foliation is represented by sub-parallel dissolution surfaces with oxide concentration; S 0 appears transposed on S 1. c) Marne a Posidonomya Fm. 4X I.N. the S 1 foliation is represented by flattening surfaces. d) Marne a Posidonomya Fm. 25 X I.N. Detail of Posidonomya alpina valves showing dissolution at S 1 surface; e) and f) Marne a Posidonomya Fm. 4X I.N. Localised D 2 crenulation-cleavage deforming the S 0 /S 1 system.

10 8 A. BROGI & A. LAZZAROTTO Fig Piega F 2 parassita di II ordine nelle radiolariti delle Argilliti di Brolio. La piega di ordine minore è riconoscibile alla scala cartografica. Second order parasitic F 2 fold in the radiolarites of the Argilliti di Brolio. The minor order fold is recognisable at the map-scale. piani di faglia sono talvolta presenti indicatori cinematici rappresentati per lo più da drag-folds e strie. Il rigetto di queste faglie non è mai determinabile. FASE DEFORMATIVA D 3 A questa fase deformativa sono riferibili faglie dirette ad alto angolo che dislocano tutte le strutture precedenti. Nell area di Monte Aquilaia queste strutture sono meno diffuse rispetto a quelle delle precedenti fasi D 2 e D 1, che invece caratterizzano il quadro strutturale di quest area. Le faglie dirette hanno rigetti di qualche decina di metri (fig. 2a) e sono riconoscibili per brevi tratti. La presenza della maggior parte di esse è stata dedotta dal rilevamento geologico, mentre soltanto di poche è stato possibile osservare direttamente la superficie in affioramento. Sulle loro superfici sono stati riconosciuti elementi cinematici costituiti da strie e gradini, attraverso l analisi dei quali è stato possibile risalire alla loro cinematica, caratterizzata da una componente di movimento principalmente verticale. Per quanto poche siano le evidenze di queste strutture è possibile risalire alla loro orientazione media statisticamente più ricorrente, che varia da N150 -N180. DISCUSSIONE La presenza delle Marne a Posidonomya con giacitura anomala nell area di Monte Aquilaia era già stata segnalata in passato da FAZZINI (1978), che considerò tali affioramenti come olistostromi entro la Scaglia toscana. Le evidenze emerse da questo studio hanno permesso di ipotizzare un quadro geologico alternativo. Il raddoppio, sia pure parziale, della Falda toscana e l assetto strutturale riconosciuto, suggeriscono la presenza di un sovrascorrimento, successivamente polideformato. Quest ultimo è riconoscibile in tutta l area di Monte Aquilaia ed è attribuito, per le evidenze strutturali, alla fase deformativa sin-collisionale responsabile dell impilamento delle unità tettoniche che costituiscono l edificio a falde appenninico (fase D 1 ). La foliazione S 1 è associata a pieghe che si sono sviluppate con l evoluzione del sovrascorrimento. Essa costituisce localmente la più evidente struttura connessa con la fase sin-collisionale (D 1 ) ed è implicata nelle deformazioni successive (fasi deformative D 2 e D 3 ). La presenza del sovrascorrimento entro la Falda toscana costituisce una novità molto importante, sia per la conoscenza dell assetto strutturale di questa zona, sia per la comprensione dell evoluzione tettonica dell Appennino Settentrionale. La sua esistenza, oltre a testimoniare elementi strutturali connessi con la fase sin-collisionale entro la Falda toscana, permette di evidenziare un assetto tettonico più complicato di quanto ritenuto fino ad oggi. Nel sovrascorrimento di Monte Aquilaia non si verifica la completa ripetizione della successione stratigrafica della Falda toscana. Il raddoppio è caratterizzato dalla ripetizione della successione compresa fra le Marne a Posidonomya ed il Macigno, sebbene il blocco di muro termini con la parte alta della Scaglia. La modesta estensione in affioramento di questa struttura, a causa delle estese coltri di ricoprimento liguri, impedisce la ricostruzione geometrica del sovrascorrimento, già per altro resa difficoltosa dalle deformazioni successive. Sulla base delle evidenze disponibili si possono comunque ipotizzare almeno due modelli teorici della sua evoluzione (fig. 14): a) Il sovrascorrimento di Monte Aquilaia potrebbe corrispondere ad una porzione di un thrust che ha causato la completa ripetizione delle successione stratigrafica della Falda toscana, con uno scollamento basale in corrispondenza delle evaporiti triassiche. La porzione del thrust osservabile a Monte Aquilaia potrebbe corrispondere alla zona ove vengono a contatto la rampa di tetto con quella di muro; b) Il sovrascorrimento potrebbe appartenere ad un sistema di sovrascorrimenti scollati a livello delle Marne a Posidonomya, che costituiscono uno degli orizzonti di scollamento più importanti della successione stratigrafica. La porzione di thrust osservabile a Monte Aquilaia potrebbe corrispondere alla zona ove vengono a contatto il flat di tetto con la rampa di muro. Alla fase D2 sono riferite pieghe a vergenza orientale e faglie dirette a basso angolo. Quest ultime deformazioni hanno causato importanti riduzioni di spessore entro alcune unità litostratigrafiche e/o la completa delaminazione di quest ultime, sia entro la Falda toscana che nelle sovrastanti Unità liguri. Questo fenomeno di natura tettonica è noto in Toscana meridionale come fenomeno della «serie ridotta» (BERTINI et alii, 1991; DECANDIA et alii, 1993; BALDI et alii, 1994; CARMIGNANI et alii, 1995; DECANDIA et alii, 1998 cum bibl.; LIOTTA et alii, 1998 cum bibl.) ed è responsabile della diretta sovrapposizione delle più elevate unità tettoniche dell edificio appenninico sulle evaporiti triassiche che costituiscono la base della Falda toscana, o addirittura sulle unità del Basamento Metamorfico toscano (DECANDIA et alii, 1993). Alcuni Autori ritengono che le pieghe F 2 siano interpretabili come pieghe passive di taglio semplice connesse con lo sviluppo di zone di taglio duttili (CARMIGNANI & KLIGFIELD, 1990; CARMIGNANI et alii, 1991, 1993; JOLIVET et alii, 1990; ELTER & SANDRELLI, 1994; ROSSETTI et alii, 1998; 1999; LIOTTA et alii, 1998), formate in risposta ad un regime generale di deformazione di tipo coassiale, connes-

11 Fig Affioramento di Diaspri presso Pietra Sorbella. È riconoscibile una foliazione tettonica discontinua i cui rapporti con la superficie di stratificazione non sono coerenti con le pieghe osservabili. Le pieghe sono riferibili alla fase deformativa D 2 ; la foliazione è riferibile alla S 1 e si sviluppa come superficie di dissoluzione (A e B). Outcrop of the Diaspri Fm. in the Pietra Sorbella. A discontinuous tectonic foliation at low angle with respect to the bedding surface can be seen. Its angular relationships are not coherent with the folds, that are referable to the D 2 deformation phase. The foliation is characterised by pressure-solution processes (A and B). ASSETTO STRUTTURALE DELLA FALDA TOSCANA NELL AREA DI MONTE AQUILAIA 9

12 310 A. BROGI & A. LAZZAROTTO Fig Faglia diretta a basso angolo nelle Marne a Posidonomya della SU1, presso Monte Aquilaia. Low-angle normal fault in the Marne a Posidonomya Fm. of the SU1, in the Mt. Aquilaia. Unità liguri l.s. Pieghe F2 Principali superfici di scollamento Fig Modello teorico del sovrascorrimento di Monte Aquilaia; a) sovrascorrimento con la base di scollamento in corrispondeza delle evaporiti triassiche; b) sovrascorrimenti embriciati con la base di scollamento in corrispondenza delle Marne a Posidonomya. 1) Macigno, 2) Scaglia toscana, Maiolica, Diaspri, 3) Marne a Posidonomya, 4) Calcare selcifero, Calcare rosso ammonitico, Calcare massiccio, Calcari a Rhaetavicula contorta, 5) Anidriti di Burano, 6) Basamento Metamorfico toscano. Theoretical model of Mt. Aquilaia thrust; a) thrust with decollement surface in Triassic evaporites; b) thrust-duplex with decollement surface in the Marne a Posidonomya Fm. 1) Macigno, 2) Scaglia toscana, Maiolica, Diaspri, 3) Marne a Posidonomya, 4) Calcare selcifero, Calcare rosso ammonitico, Calcare massiccio, Calcari a Rhaetavicula contorta, 5) Burano anhydrite, 6) Tuscan metamorphic basement. Falda Toscana Evaporiti triassiche Basamento metamorfico Fig Disegno schematico che mostra le relazioni tra lo sviluppo delle faglie a basso angolo collegate con lo sviluppo della «serie ridotta» (DECANDIA et alii, 1993) e le pieghe F 2. Schematic sketch showing the relationships between the development of low-angle normal faults, connected to the «serie ridotta» development (DECANDIA et alii, 1993) and the F 2 folds. so con la tettonica distensiva. Lo sviluppo delle fasce di taglio ha costituito, nelle porzioni medio-alte crostali, la risposta tettonica all assottigliamento crostale che ha interessato il Tirreno e la Toscana meridionale a partire dal Miocene inferiore (CAMELI et alii, 1993; BALDI et alii, 1994; CARMIGNANI et alii, 1994; LIOTTA et alii, 1998). Nella fig. 13 è riportato uno schema ove vengono messe in evidenza le relazioni teoriche tra lo sviluppo delle faglie a basso angolo, collegate con la «serie ridotta» e le pieghe F 2. Le osservazioni di campagna non permettono di costatare se esista o meno uno sviluppo diacrono delle pieghe F 2 e delle faglie a basso angolo. Tuttavia, localmente, le pieghe F 2 coinvolgono porzioni di Falda toscana ove la successione stratigrafica è parzialmente ridotta, anche se tale riduzione può trovare altre spiegazioni, sia di natura tettonica che stratigrafica. Le faglie dirette ad alto angolo (fase D 3 ) hanno una orientazione media compresa tra i valori N150 e N180. Per quanto poco rappresentativi possano essere questi valori, vista la scarsa documentabilità di dette faglie, essi sono coerenti con le principali direttrici dei bacini neogenico-quaternari della Toscana meridionale. CONCLUSIONI Lo studio geologico strutturale condotto nell area di Monte Aquilaia ha permesso di approfondire le conoscenze del quadro stratigrafico e di definire l evoluzione tettonica. La Falda toscana affiorante in questa zona ha subito una evoluzione tettonica polifasata. Il quadro strutturale emerso è coerente con quello descritto nelle Unità di copertura della Catena appenninica settentrionale. La novità più importante è il riconoscimento di strutture collegate alla tettonica compressiva sin-collisionale connesse con la fase deformativa D 1, assai rare nella Falda toscana, almeno nel settore interno dell Appennino settentrionale. La fase deformativa D 1 è responsabile dello sviluppo di un sovrascorrimento entro la Falda toscana, che ha prodotto un raddoppio parziale della serie stratigrafica e che ha permesso di individuare due sottounità tettoniche: SU1 e SU2. A questa fase sono collegate strutture localizzate soprattutto in prossimità del sovrascorrimento (pieghe, foliazioni, faglie inverse e strutture S/C) che indicano un senso di trasporto tettonico verso i quadranti orientali. Il sovrascorrimento di Monte Aquilaia costituisce la porzione di un thrust la cui geometria completa è difficilmente ricostruibile per la mancanza di esposizioni continue. Esso potrebbe costituire un elemento tettonico associato allo sviluppo di thrust-duplex durante la fase sin-collisionale della catena, che potrebbero aver

13 ASSETTO STRUTTURALE DELLA FALDA TOSCANA NELL AREA DI MONTE AQUILAIA 311 deformato la successione toscana in un sistema a scaglie, assieme al sottostante Basamento Metamorfico (PANDE- LI et alii, 1991; BERTINI et alii, 1994). L incompleta esposizione del sovrascorrimento di Monte Aquilaia è in parte dovuta allo sviluppo della «serie ridotta», la cui esistenza è ben documentata nell area del Monte Amiata da dati geologici sia di superficie (CALAMAI et alii, 1970; BETTELLI, 1985) sia derivanti dall esplorazione del sottosuolo mediante sondaggi profondi a scopo geominerario, eseguiti da ENEL-ERGA negli ultimi decenni (CALAMAI et alii, 1970; BURGASSI et alii, 1979; PANDELI et alii, 1988; LIOTTA, 1994, 1996). RINGRAZIAMENTI Si ringraziano un revisore anonimo ed il Prof. Mario Vanossi per la revisione critica del manoscritto. Lavoro finanziato con fondi COFIN00, coordinatore Prof. Antonio Lazzarotto. OPERE CITATE BALDACCI F., ELTER P., GIANNINI E., GIGLIA G., LAZZAROTTO A., NARDI R. & TONGIORGI M. (1967) - ove osservazioni sul problema della Falda Toscana e sulla interpretazione dei flysch arenacei tipo macigno dell Appennino Settentrionale. Mem. Soc. Geol. It., 6, BALDI P., BERTINI G., CAMELI G.M., DECANDIA F.A., DINI I., LAZZA- ROTTO A. & LIOTTA D. (1994) - Tettonica distensiva post-collisionale nell area geotermica di Larderello (Toscana meridionale). Studi Geologici Camerti. Vol. Spec., 1, BERTHÉ D., CHOUKROUNR P. & JEGOUZO P. (1979) - Orthogneiss, mylonite and non coaxial deformation of granites: the example of the South Armorican Shear-zone, French, Alps. In the «Thrust & Nappe Tectonics» McClay K. & Price N.J. (eds). Spec. Publs Geol. Soc. Lond., 9, BERTINI G., CAMELI G.M., COSTANTINI A., DECANDIA F.A., DI FILIPPO M., DINI I., ELTER F.M., LAZZAROTTO A., LIOTTA D., PANDELI E., SANDRELLI F. & TORO B. (1991) - Struttura geologica fra i monti di Campiglia e Rapolano Terme (Toscana meridionale): stato attuale delle conoscenze e problematiche. Studi Geologici Camerti, 1, BERTINI G., BERTOZZI A., DINI I., PRIAMI F., SANTINI M., TOSI F. & VALENTI P. (1994) - Sondaggio stratigrafico Massa 2. Studi preliminari all acquisizione dati del profilo CROP18 Larderello- Monte Amiata. Studi Geologici Camerti. Vol. Spec., 1994/1, BETTELLI G. (1985) - Geologia delle alte valli dei fiumi Albegna e Fiora (Toscana meridionale). Geologica Rom., 24, BOCCALETTI M., DECANDIA F.A., GASPARI G., GELMINI R., LAZZA- ROTTO A. & ZANZUCCHI G. (1987) - Note illustrative della Carta Strutturale dell Appennino settentrionale (1: ). CNR-PFG5, pp. 3. BOSSIO A., COSTANTINI A., LAZZAROTTO A., LIOTTA D., MAZZANTI R., MAZZEI R., SALVATORINI G. & SANDRELLI F. (1993) - Rassegna delle conoscenze sulla stratigrafia del neoautoctono toscano. Mem. Soc. Geol. It., 49, BROGI A. (01) - I rapporti tra le Unità liguri lungo la fascia interessata dal profilo sismico CROP18 ad ovest dell area geotermica del Monte Amiata: dati preliminari. 3 Forum Italiano di Scienze della Terra FIST, Chieti 5-8 settembre 01. BRUNET C., MONIE P., JOLIVET L. & CADET J.P. (00) - Migration of compression and extension in the Tyrrhenian sea, insights from 40Ar/39Ar ages on micas along a transect from Corsica to Tuscany. Tectonophysics, 321, BURGASSI P.D., COSTANTINI A., DELL AGNELLO L., LAZZAROTTO A. & SANDRELLI F. (1979) - Esame dei rapporti fra le formazioni metamorfiche del basamento nella Toscana a sud dell Arno. Mem. Soc. Geol. It.,, CALAMAI A., CATALDI R., SQUARCI P. & TAFFI L. (1970) - Geology, Geophysics and Hydrogeology of the Monte Amiata Geothermal Field. Geothermics, 1, Spec. Vol., 1-9. CAMELI G.M., DINI I. & LIOTTA D. (1993) - Upper crustal structure of the Larderello geothermal field as a feature of post-collisional extensional tectonics (Southern Tuscany, Italy). Tectonophysics, 224, CAMPETTI A., CAROSI R., DECANDIA F.A., ELTER P., LAZZAROTTO A., MONTOMOLI C., PERTUSATI P.C. & POLVEROSI B. (1995) - Deformazioni sin- e post-sovrascorrimenti nei Monti dell Uccellina (Toscana meridionale). Studi Geol. Carmerti, 1995/1, Vol. Spec., CAMPETTI A., CAROSI R., DECANDIA F.A., ELTER P., LAZZAROTTO A., MONTOMOLI C., PERTUSATI P.C. & POLVEROSI B. (1999) - Assetto ed evoluzione strutturale dei Monti dell Uccellina (Toscana meridionale). Boll. Soc. Geol. It., 118, CANUTI P., FOCARDI P. & SESTINI G. (1965) - Stratigrafia, correlazione e genesi degli Scisti Policromi dei Monti del Chianti. Boll. Soc. Geol. It., 6, CARMIGNANI L. & KLIGFIELD R. (1990) - Crustal extension in the Northern Apennines: transition from compression to extension in the Alpi Apuane Core Complex. Tectonics, 9, CARMIGNANI L., FANTOZZI P.L. & MECCHERI M. (1991) - La vergenza sin- e post-nappe della Falda Toscana nelle strutture di Pescaglia e di Castelpoggio (Alpi Apuane). Boll. Soc. Geol. It., 110, CARMIGNANI L., DISPERATI L., FANTOZZI P.L., GIGLIA G. & MEC- CHERI M. (1993) - Tettonica distensiva nel Complesso Metamorfico Apuano. Pietrasanta 1-4 Giugno Guida all escursione. CARMIGNANI L., DECANDIA F.A., DISPERATI L., FANTOZZI P.L., LAZ- ZAROTTO A., LIOTTA D. & OGGIANO G. (1994a) - Relationaships between the Tertiary structural evolution of the Sardiania-Corsica- Provencal Domain and the Northern Apennines. Terra Nova, 7, CARMIGNANI L., DECANDIA F.A., FANTOZZI P.L., LAZZAROTTO A., LIOTTA D. & MECCHERI M. (1994b) - Tertiary extensional tectonics in Tuscany (Northern Apennines, Italy). Tectonophysics, 238, CARMIGNANI L., DECANDIA F.A., DISPERATI L., FANTOZZI P.L., LAZ- ZAROTTO A., LIOTTA D., OGGIANO G. & TAVARNELLI E. (1995) - Relazioni tra il bacino balearico, il Tirreno Settentrionale e l evoluzione neogenica dell Appennino Settentrionale. Studi Geol. Camerti, Vol. spec. 1995/1, CAROSI R., CERBAI N. & MONTOMOLI C. (1995) - Tettonica compressiva ed estensionale nel Verrucano dell Appennino Settentrionale. Studi Geol. Camerti, 1995/1 Vol. Spec., CAROSI R., CERBAI N. & MONTOMOLI C. (1996) - The F2 folds of the Verrucano as record of extensional tectonics in the Northern Apennines (Italy). C.R. Acad. Sci. Paris, 322, serie 2a, CAROSI R., CERBAI N. & MONTOMOLI C. (1997) - Deformation history of the Verrucano of Pisani Mts. (Northern Apennines, Italy). Ann. Tect., 9, CONTI P., COSTANTINI A., DECANDIA F.A., ELTER F.M., GATTIGLIO M., LAZZAROTTO A., MECCHERI M., PANDELI E., RAU A., SANDRELLI F., TONGIORGI M. & DI PISA A. (1991) - Structural frame of the Tuscan Paleozoic: a review. Boll. Soc. Geol. It., 100, CRESCENTI U. & GIUSSANI A. (1969) - Osservazioni sugli scisti policromi della Toscana meridionale: il sovrascorrimento di M. Labbro. Boll. Soc. Geol. It., 88, DALLMEYER R.D., DECANDIA F.A., ELTER F.M., LAZZAROTTO A. & LIOTTA D. (1995) - Il sollevamento della crosta nel quadro della tettonica post-collisionale dell Appennino Settentrionale: nuovi dati dall area di Larderello (Toscana Meridionale). Studi Geol. Camerti, Vol. Spec., 1995/1, DECANDIA F.A., LAZZAROTTO A. & LIOTTA D. (1993) - La «Serie ridotta» nel quadro dell evoluzione geologica della Toscana meridionale. Mem. Soc. Geol. It., 49, DECANDIA F.A., LAZZAROTTO A., LIOTTA D., CERNOBORI L. & NICO- LICH R. (1998) - The Crop03 traverse: insights on post-collisional evolution or Northern Apennines. Mem. Soc. Geol. It., 52, ELTER F.M. & SANDRELLI F. (1994) - La fase post-nappe nella Toscana meridionale: nuova interpretazione sull evoluzione dell Appennino settentrionale. Atti Tic. Sc. Terra, 37, ELTER F.M. & SANDRELLI F. (1995) - Inquadramento strutturale dei Monti del Chianti. Boll. Soc. Geol. It., 114, FAZZINI P. (1978) - Aspetti particolari della Scaglia Toscana nella regione amiatina: la successione di Monte Aquilaia. Atti Soc. Nat. Mat. Modena, 108,

14 312 A. BROGI & A. LAZZAROTTO FAZZUOLI M., PANDELI E. & SANDRELLI F. (1996) - ovi dati litostratigrafici sulla Scaglia Toscana (scisti policromi) dei Monti del Chianti (Appennino settentrionale). Atti Soc. Tosc. Sci. Nat. Mem. Serie A, 103, FAZZUOLI M. MAZZEI R., MONECHI S., NOCCHI M., PANDELI E. & SANDRELLI F. (00) - The Scaglia Toscana of the Mts. Chianti (Northern Apennines): new lithostratigraphic and biostratigraphic data. Evoluzione geologica e geodinamica dell Appennino - Foligno Febbraio 00. GIANNINI E., NARDI R. & TONGIORGI M. (1962) - Osservazioni sul problema della Falda Toscana. Boll. Soc. Geol. It., 81, GIANNINI E., LAZZAROTTO A. & SIGRONI R. (1971) - Lineamenti di stratigrafia e tettonica. In: «la Toscana meridionale», Rend. S.I.M.P., 27, JOLIVET L., DUBOIS R., FOURNIER M., GOFFE B., MICHARD A. & JOURDAN D. (1990) - Ductile extension in Alpine Corsica. Geology, 18, LAZZAROTTO A. (1967) - Geologia della zona compresa fra l alta Valle del Fiume Cornia ed il Torrente Pavone (Prov. di Pisa e Grosseto). Mem. Soc. Geol. It., 6, LIOTTA D. (1994) - Structural features of the Radicofani basin along the Piancastagnaio (Mt. Amiata)-S. Casciano dei Bagni (Mt. Cetona) cross section. Mem. Soc. Geol. It., 48, LIOTTA D. (1996) - Analisi del settore centro-meridionale del bacino pliocenico di Radicofani (Toscana meridionale). Boll. Soc. Geol. It., 115, LIOTTA D., CERNOBORI L. & NICOLICH R. (1998) - Restricted rifting and its coexistence with compressional structures: results from the Crop03 traverse (Northern Apennines, Italy). Terra Nova, 10, 16-. LOSACCO U. (1960) - Ricerche geologiche nella Toscana meridionale. II) Affioramenti mesozoici e terziari della media Val d Orcia, Ripa d Orcia e Pienza (Siena). Boll. Soc. Geol. It., 78, MERLA G. (1952) - Geologia dell Appennino settentrionale. Boll. Soc. Geol. It., 70, PANDELI E., PUXEDDU M., GIANELLI G., BERTINI G. & CASTELLUCCI P. (1988) - Paleozoic sequences crossed by deep drillings in the Monte Amiata geothermal region (Italy). Boll. Soc. Geol. It., 107, PANDELI E., BERTINI G. & CASTELLUCCI P. (1991) - The tectonic wedges complex of the Larderello area (Southern Tuscany, Italy). Boll. Soc. Geol. It., 110, 3-4. PASSCHIER C.W. & TROUW R.A. (1996) - Microtectonics. Springer- Verlag, Berlin Heidelberg, 289 pp. PERTUSATI P., PLESI G. & CERRINA FERONI A. (1977) - Alcuni esempi di tettonica polifasata nella Falda Toscana. Boll. Soc. Geol. It., 96, ROSSETTI F., FACCENNA C., JOLIVET L. & FUNICIELLO R. (1998) - Structural evolution of the Giglio Island, Northern Tyrrhenian sea. Mem. Soc. Geol. It., 52, ROSSETTI F., FACCENNA C., JOLIVET L., FUNICIELLO R., TECCE F. & BRUNET C. (1999) - Syn- versus post-orogenic extension: the case study of Giglio Island (Northern Tyrrhenian Sea, Italy). Tectonophysics, 4, Manoscritto pervenuto il 10 Gennaio 02; testo approvato per la stampa il 17 Aprile 02; ultime bozze restituite il 4 Luglio 02.