ANDREA BROGI (*) CHIAVE: Falda Toscana, Geologia strutturale, Stratigrafia, Appennino Settentrionale, Monte Amiata.

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1 Boll. Soc. Geol. It., 123 (2004), , 17 ff. Assetto geologico del nucleo di Falda Toscana affiorante nel settore occidentale del Monte Amiata (Appennino Settentrionale): strutture pre- e sin- collisionali relitte preservate durante lo sviluppo della tettonica distensiva post-collisionale ANDREA BROGI (*) RIASSUNTO Lo studio condotto nel nucleo di Falda Toscana che affiora nel settore occidentale del Monte Amiata, lungo la dorsale Castiglioncello Bandini-Monte Labbro ed in particolare nelle aree di Monte Aquilaia e di Monte Buceto, ha permesso di approfondire la conoscenza della successione stratigrafica e dell assetto tettonico di questa unità nell area amiatina. La successione stratigrafica affiorante è compresa tra le formazioni delle Marne a Posidonomya e quella del Macigno. Le caratteristiche stratigrafiche di alcune formazioni non sono differenti da quanto già noto in letteratura per altre aree della Toscana meridionale, tuttavia sono state riconosciute alcune peculiarità, come per esempio la presenza di una litofacies marnoso-calcarea, localmente spessa fino a circa 50 m, presente al passaggio tra la Maiolica e le sovrastanti Argilliti di Brolio. L assetto strutturale è caratterizzato dagli eventi deformativi collegati con le fasi pre-, sin- e post-collisionali dell Appennino Settentrionale. In particolare sono state riconosciute: a) faglie sin-sedimentarie entro le formazioni cretacico-eoceniche (Maiolica e Marne del Sugame) riferibili alla fase pre-collisionale; b) un sovrascorrimento che ha causato il raddoppio della successione stratigrafica osservabile sul Monte Aquilaia e sul Monte Buceto (Oligocene sup.- Miocene inf.); c) pieghe a direzione media «antiappenninica» che hanno deformato il sovrascorrimento e le strutture precedenti (Miocene inf.); d) faglie dirette a basso angolo con geometria flatramp-flat che hanno causato il megaboudinage della Falda Toscana (Miocene inf.-miocene medio) e successivamente (e) faglie dirette ad «alto angolo» che hanno dislocato tutte le strutture precedenti (Miocene sup.-quaternario). L area studiata, come messo in evidenza dall integrazione di dati geologici di superficie, di pozzo e di sismica a riflessione, costituisce la parte affiorante di un megaboudin di Falda Toscana principale costituito dalle formazioni triassico-mioceniche e da un megaboudin secondario, ad est del primo, riconosciuto al di sotto del campo geotermico di Bagnore, costituito esclusivamente dalla Scaglia Toscana. La Falda Toscana affiorante nella dorsale di Castiglioncello Bandini-Monte Labbro appartiene al megaboudin principale. La strutturazione di tale megaboudin è legata allo sviluppo delle faglie dirette a basso angolo le quali hanno guidato i rapporti geometrici tra la Falda Toscana e le sovrastanti Unità Liguri l.s.; esse sono inoltre responsabili di importanti elisioni all interno della successione stratigrafica della Falda Toscana. All interno di tale megaboudin sono riconoscibili strutture relitte che costituivano parte dell edificio a sovrascorrimenti e pieghe nord appenninico, preservate durante l evoluzione della tettonica distensiva miocenica che ha causato il collasso estensionale della catena. CHIAVE: Falda Toscana, Geologia strutturale, Stratigrafia, Appennino Settentrionale, Monte Amiata. TERMINI (*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Siena, Via Laterina, Siena. brogiandrea@unisi.it ABSTRACT Geological setting of the Tuscan Nappe cropping out in the western sector of Monte Amiata (Northern Apennines, Italy): pre- and syn-collisional structures as relicts preserved during post-collisional extensional tectonics. The geological research focused on the southern Tuscany continental crust and finalised on the Cro.P.18 Project (LAZZAROTTO & LIOTTA, 1994; MORELLI, 2000), allowed reconsideration of the geological setting for some areas located along the Cro.P.18 crustal seismic profile, which crossed the two geothermal areas of southern Tuscany (Larderello-Travale and Monte Amiata). For this purpose the Tuscan Nappe, emerging from neighbouring Ligurian l.s. Units and cropping out in a nucleus located in the western side of the Monte Amiata geothermal area, has been studied. New geological field work (1:5.000 scale) and structural analysis have been carried out. The study area is located along the Castiglioncello Bandini- Monte Labbro ridge and, in particular, in the Mt. Aquilaia and Mt. Buceto area. There, the Tuscan Nappe formations consists of broad exposures; in particular the Jurassic-Oligocene succession, represented by a sequence from «Marne a Posidonomya» to «Macigno» formations, crop out. The new detailed field mapping and structural analysis allowed both the stratigraphical succession and the structural setting to be refined. Stratigraphical features of some Tuscan Nappe formations must be underlined. In fact distinctive characters of the Maiolica Fm. have been observed: the upper part of this formation is characterised by red or pink limestones with interbedded marls and shaly-marls. Also, a thick succession (up to 50 m) represents the transitional lithofacies between the «Maiolica» and «Argilliti di Brolio» Fms.. This succession consists of alternations between centimetre-thick strata of grey calcilutites and decimetrethick red shale and shaly-marl levels. The «Scaglia Toscana» stratigraphical succession shows similar characters as documented in the Monti del Chianti area (CANUTI et alii, 1965; FAZZUOLI et alii, 1996). Concerning the structural setting, pre-, syn- and post-collisional structures affected the Tuscan Nappe. The oldest tectonic event (FT 0 ) produced syn-sedimentary normal faults, with centimetrescale displacement, affecting the «Maiolica» and «Marne del Sugame» Fms. These structures are associated with pre-collisional extensional tectonics. Thrust and related parasitic structures (deformational event FT 1 ) followed the syn-sedimentary normal faults. These compressive structures caused the repetition of the stratigraphical succession within the Tuscan Nappe. The thrust is well exposed in the Monte Aquilaia (BROGI & LAZZAROTTO, 2002) and in the Monte Buceto areas. Minor east-verging structures, oriented at N150 -N190, are associated with the thrust; they are: folds and related tectonic foliation, reverse faults and s-c structures. These structures are mainly located along the shear zones corresponding to the thrusting zone. Very low-grade metamorphism, consisting of clay-matrix alteration (illite-smectite), is locally associated with the tectonic foliation, mainly affecting pelitic rocks. The FT 1 event is linked to the syn-collisional tectonics building the Northern Apennines tectonic pile. Southeast verging folds, oriented N25 -N30 (deformational event FT 2 ), deformed the preceding structures. Low angle normal faults with flat-ramp-flat geometry (deformational event FT 3 ) produced tectonic delamination within the Tuscan Nappe

2 444 A. BROGI and the Ligurian l.s. Units. In particular, the relationships between the Tuscan Nappe and the overlying Ligurian Units are driven by these structures. Surface geological data as well as boreholes and seismic data attest the existence of a widespread megaboudinage of the Tuscan Nappe in the Mt. Amiata area. In particular, the study area consists of a main Tuscan Nappe megaboudin partially exposed in the Castiglioncello Bandini-Mt. Labbro ridge. This geological body is composed of the Late Triassic-Early Miocene stratigraphical succession and it is associated with a minor megaboudin occurring in the eastern side, well controlled by boreholes penetrating the subsurface of the Bagnore geothermal field. Such megaboudins are delimited at the top and bottom by low-angle extensional detachments (flats) and laterally by east-dipping normal faults (ramps) flattening at the bottom in the Triassic evaporites and at the top in the Ligurian l.s. Units. These structures are related to the Early-Middle Miocene extensional tectonics affecting the inner part of the Northern Apennines (CARMIGNANI et alii, 1994; LIOTTA et alii, 1998). All these structures were displaced by high angle normal faults (deformational event FT 4 ) Late Miocene-Quaternary in age. In summary, the structures in the study area related to the tectonic evolution of the Northern Apennines have been documented. In particular, relicts of pre- and syn-collisional structures have been recognised as relicts preserved during the Miocene extensional tectonics. KEY WORDS: Tuscan Nappe, Structural geology, Stratigraphy, Northern Apennines, Mt. Amiata. INTRODUZIONE La Falda Toscana è la più profonda delle unità di copertura sedimentarie dell Appennino Settentrionale (CAR- MIGNANI et alii, 2001 cum bibl.). Essa, per la posizione che occupa nella pila delle unità tettoniche della catena e per alcuni litotipi che la caratterizzano, è risultata particolarmente adatta alla registrazione delle deformazioni che si sono sviluppate a seguito delle vicende tettogenetiche collegate con l orogenesi alpina. Tuttavia lo sviluppo della tettonica distensiva miocenica (Miocene inferioremedio, CARMIGNANI et alii, 1994) ha causato, in tutta l area tirrenica ed in Toscana meridionale, un importante assottigliamento crostale (CALCAGNILE & PANZA, 1981; DECANDIA et alii, 1998; LIOTTA et alii, 1998) che ha prodotto evidenti fenomeni di delaminazione tettonica a spese di tutte le unità che costituiscono l edificio a falde nord appenninico. La Falda Toscana, in particolare, è stata interessata da un importante fenomeno di megaboudinage messo in evidenza sia da studi geologici di superficie, sia di pozzo che geofisici (LAZZAROTTO, 1967; CALAMAI et alii, 1970; LAZZAROTTO & MAZZANTI, 1978; BUONASORTE et alii, 1988; COSTANTINI et alii, 1993; SERV. GEOL. D ITALIA, 2002a; 2002b; BROGI, 2003a; 2003b). Lo sviluppo di megaboudin di Falda Toscana ha causato, nei casi più estremi, la diretta sovrapposizione delle Unità Liguri l.s. sulle evaporiti triassiche (Formazione anidritica di Burano) che costituiscono il livello basale di scollamento della Falda Toscana, oppure sulle rocce metamorfiche appartenenti al sottostante Basamento Metamorfico Toscano («Serie ridotta» in DECANDIA et alii, 1993 cum bibl.). Per questo motivo, in Toscana meridionale la Falda Toscana affiora in nuclei discontinui, i quali sono delimitati da aree a «serie ridotta». Nell insieme, dunque, i rapporti geometrici tra le unità tettoniche dell Appennino Settentrionale ed in particolare tra la Falda Toscana e le Unità Liguri l.s., derivano dallo sviluppo delle strutture collegate con la tettonica distensiva miocenica, che quasi ovunque hanno obliterato le strutture collegate con la fase di edificazione della catena. Quest ultime, pertanto, possono essere soltanto riconosciute come strutture relitte entro i megaboudin, preservate dalle strutture estensionali. La fitta copertura vegetale che caratterizza la Toscana meridionale, inoltre, è spesso responsabile di condizioni di affioramento poco favorevoli alle analisi strutturali e, alcune volte, alla realizzazione di una buona cartografia geologica di dettaglio. In tali condizioni, pertanto, risulta rara la possibilità di documentare, nei diversi nuclei di Falda Toscana della Toscana meridionale, la completa evoluzione tettonica della catena. In questo lavoro sono riportati i risultati di alcune ricerche condotte nel nucleo di Falda Toscana affiorante lungo la dorsale compresa tra Castiglioncello Bandini e Monte Labbro, ad ovest dell area geotermica del Monte Amiata, dove compare un nucleo di Falda Toscana che emerge dalle estese coltri di ricoprimento liguri che, nell area del Monte Amiata, costituiscono gran parte delle unità affioranti (CALAMAI et alii, 1970). In particolar modo è stato investigato l assetto dell area che comprende le vette di Monte Aquilaia e di Monte Buceto (fig. 1), in corrispondenza della quale è stato possibile riconoscere le strutture, più o meno preservate, che testimoniano la completa evoluzione della catena, a partire dalle fasi distensive pre-collisionali. Le buone condizioni di affioramento, infatti, e la scarsa vegetazione che caratterizzano quest area, hanno permesso di realizzare un nuovo rilevamento geologico strutturale di dettaglio e di ricostruire la successione stratigrafica e l evoluzione tettonica di questa unità. Lo studio di quest area è stato realizzato nell ambito dell attività di ricerca condotta per il Progetto Cro.P. (MO- RELLI, 2000), sottoprogetto Cro.P.18 (LAZZAROTTO & LIOTTA, 1994), finalizzato allo studio delle strutture crostali nella Toscana meridionale tra le aree geotermiche di Larderello-Travale e del Monte Amiata. INQUADRAMENTO GEOLOGICO Il nucleo di Falda Toscana preso in considerazione si colloca lungo il tratto della dorsale che comprende a nord l abitato di Castiglioncello Bandini ed a sud l abitato di Roccalbegna (fig. 1). Tale dorsale è orientata in direzione media NNW-SSE ed è ubicata ad ovest del Monte Amiata. Essa costituisce una culminazione strutturale nella quale affiora, come unità tettonica più profonda, la Falda Toscana. Questa è delimitata ad ovest e ad est dalle Unità Subligure (Unità delle Argille e calcari o di Canetolo) e Liguri (Unità di S. Fiora ed Unità Ofiolitifera) (BROGI, 2003a; PANDELI et alii, 2003) (fig. 2). L area studiata (fig. 3) costituisce il tratto settentrionale della suddetta dorsale ed è caratterizzata dalla presenza delle Unità di S. Fiora e Subligure, oltre a quella della Falda Toscana. Quest ultima è caratterizzata da due sottounità tettoniche (BROGI & LAZZAROTTO, 2002) che verranno successivamente descritte in dettaglio. Qui di seguito verrà descritta la successione stratigrafica e successivamente l assetto geologico dell area studiata. SUCCESSIONE STRATIGRAFICA L Unità di S. Fiora è qui rappresentata esclusivamente dalla arenarie Pietraforte, che compaiono con uno spessore che supera i 100 m. Esse sono costituite da arenarie quarzose e micacee spesse in banconi metrici (Cretaceo superiore - COSTANTINI et alii, 1978). L Unità Subligure è

3 ASSETTO GEOLOGICO DELLA FALDA TOSCANA AD OVEST DEL MONTE AMIATA 445 Fig. 1 - Ubicazione dell area studiata. Spiegazione dei simboli: 1) Rocce magmatiche; 2) Depositi marini pliocenici; 3) Depositi continentali miocenici; 4) Unità Liguri l.s.; 5) Falda Toscana. Il rettangolo nella fig. (a) indica l area rilevata ed illustrata in dettaglio in fig. 3a. Location of the study area. Symbols: 1) Magmatic rocks; 2) Pliocene marine deposits; 3) Miocene continental deposits; 4) Ligurian l.s. Units; 5) Tuscan Nappe. The rectangle in figure (a) shows the study area represented in fig. 3a. Fig. 2 - Schema dei rapporti tra le unità tettoniche di copertura che costituiscono la parte più superficiale dell edificio a falde nord appenninico affiorante nell area del Monte Amiata. Spiegazione dei simboli: 1) successione evaporitica triassica (Formazione anidritica di Burano e Calcare Cavernoso); 2) successione carbonatica triassico-cretacea; 3) successione argillitico-calcarea cretaceo-oligocenica (Scaglia Toscana); 4) successione torbiditico arenacea oligocenico-miocenica (Macigno); 5) successione argillitico-calcarea paleocenico-eocenica (Formazione di Canetolo); 6) successione carbonatica (calcareniti di Groppo del Vescovo); 7) successione argilloso-marnosa cretaceo-eocenica (Formazione di S. Fiora); 8) successione cretacea delle arenarie Pietraforte; 9) complesso ofiolitico giurassico; 10) successione argillitico-calcarea cretacea (Argille a Palombini). I numeri cerchiati indicano le unità affioranti nell area studiata. Sketch showing the relationship among the cover tectonic units of the upper part of the Northern Apennines in the Mt. Amiata area. Symbols: 1) Triassic evaporites («Formazione anidritica di Burano» e «Calcare Cavernoso» Fm.); 2) Triassic-Cretaceous carbonate succession; 3) Cretacous-Oligocene shaly-calcareous succession («Scaglia Toscana»); 4) Oligocene-Miocene arenaceous turbiditic succession («Macigno» Fm.); 5) Paleocene-Eocene shaly-calcareous succession («Canetolo» Fm.); 6) carbonate succession («calcareniti di Groppo del Vescovo»); 7) Cretaceous-Eocene shaly-marly succession («S. Fiora» Fm.); 8) Cretaceous arenarie Pietraforte; 9) Jurassic Ophiolitic Complex; 10) Cretaceous shalycalcareous succession («Argille a Palombini» Fm.). The circled numbers indicate the units cropping out in the study area.

4 3 1 Fig. 3a - Carta geologica dell area studiata. Geological map of the study area. Sez. Sez.2 z. Se.P. Cro 18 B 446 A. BROGI

5 ASSETTO GEOLOGICO DELLA FALDA TOSCANA AD OVEST DEL MONTE AMIATA 447 Fig. 3b - Sezioni geologiche. Geological cross-sections.

6 448 A. BROGI Fig. 4 - Ricostruzione, non in scala, della successione stratigrafica della Falda Toscana affiorante nell area di Monte Aquilaia e di Monte Buceto. Spiegazione dei simboli: POD) Marne a Posidonomya (Dogger-Malm inferiore); DI) Diaspri (Malm); MAI) Maiolica (Cretaceo inferiore); BRO) Scaglia Toscana, Argilliti di Brolio (Cretaceo); RAD) Scaglia Toscana, radiolariti (Cretaceo); MSU) Scaglia Toscana, Marne del Sugame (Cretaceo-Eocene); DUD) Scaglia Toscana, argille e calcareniti di Dudda (Eocene-Oligocene); NUM) Scaglia Toscana, Calcareniti a Nummuliti (Eocene superiore); MAC) Macigno (Oligocene-Miocene inferiore). Tuscan Nappe stratigraphical succession, not to scale, cropping out in the Mt. Aquilaia-Mt. Buceto area. Symbols: POD) «Marne a Posidonomya» Fm. (Dogger-Early Malm); DI) «Diaspri» Fm. (Malm); MAI) «Maiolica» Fm. (Early Cretaceous); BRO) «Scaglia Toscana», «Argilliti di Brolio» Fm. (Cretaceous); RAD) «Scaglia Toscana», «radiolariti» (Cretaceous); MSU) «Scaglia Toscana», «Marne del Sugame» Fm. (Cretaceous-Eocene); DUD) «Scaglia Toscana», «argille e calcareniti di Dudda» Fm. (Eocene-Oligocene); NUM) «Scaglia Toscana», «Calcareniti a Nummuliti» Fm. (Late Eocene); MAC) «Macigno» Fm. (Oligocene- Early Miocene). costituita da una successione spessa fino ad un massimo di 100 m, mentre la Falda Toscana è rappresentata dai termini giurassico-miocenici, compresi cioè tra la Formazione delle Marne a Posidonomya (Dogger) e quella del Macigno (Oligocene superiore-miocene inferiore) (fig. 4). Le litofacies più estese arealmente appartengono alla Scaglia Toscana che in quest area è suddivisibile in diverse unità litostratigrafiche cartografabili, le cui successioni sono analoghe a quelle riconosciute nei Monti del Chianti (CANUTI et alii, 1965; FAZZUOLI et alii, 1996). Le Marne a Posidonomya sono già state segnalate in passato nell area di Monte Aquilaia da FAZZINI (1978); esse affiorano per non più di venti metri e sono costituite da ritmiche alternanze di marne più o meno argillose di colore rosso bruno e grigio e di calcari grigi alcune volte a base calcarenitica (Dogger e Malm inferiore - MERLA, 1951, FAZZINI et alii, 1968). I Diaspri hanno uno spessore molto variabile che non supera i 100 m e sono costituiti da strati centimetrici di radiolariti principalmente di colore rosso e verde, ai quali si intercalano livelli sottili (massimo 2 cm) di siltiti silicee. Al passaggio verso la sovrastante Maiolica (ben esposto ad est di Poggio la Faggia) le radiolariti passano a siltiti silicee di colore rosso mattone per 5-6 m di spessore (Malm-CANUTI & MARCUCCI, 1971; KALIN et alii, 1979). La Maiolica compare per uno spessore di circa 30 metri ed è costituita da strati decimetrici di calcilutiti grigie e rosate contenenti liste e noduli di selce nera, grigia e rossa, ai quali si intercalano livelli di marne fogliettate rosse che divengono più abbondanti nella parte alta (Cretacico inferiore - GELMINI et alii, 1967; CANUTI & MARCUCCI, 1971). Le Argilliti di Brolio hanno uno spessore massimo di 90 m e sono costituite da diverse litofacies cartografabili; quella più profonda, spessa al massimo 50 m, è costituita da strati centimetrici di calcilutiti silicee grigio-verdi, marne fogliettate ed argilliti rosse. La parte intermedia, spessa al massimo 30 m, è caratterizzata dalla netta prevalenza di argilliti di colore rosso e verde. La parte superiore, spessa fino a 10 m, è invece costituita da radiolariti di colore prevalentemente nero, ma anche rosso e verde, in strati di spessore centimetrico, che si alternano a livelli centimetrici di argilliti nocciola e/o rosse. In fig. 3a le Argilliti di Brolio sono state distinte in tre diverse litofacies: quella basale che costituisce il termine di passaggio alla sottostante Maiolica (BR1), quella intermedia prevalentemente argillitica (BR2) e quella sommitale, costituita da radiolariti (BR3). L età delle Argilliti di Brolio è riferita al Cretacico (CANUTI et alii, 1965; FAZZUOLI et alii, 1996). Le Marne del Sugame hanno uno spessore che non supera i 40 m e sono costituite da marne e calcari marnosi di colore rosso e grigio, spessi fino a 70 cm (Cretacico superiore- Eocene - CANUTI et alii, 1965; FAZZUOLI et alii, 1996). Le Argilliti e calcareniti di Dudda hanno uno spessore massimo di 30 m e sono costituite da strati calcarenitici spessi fino a 60 cm e strati calcareo-silicei grigi e verdi, spessi fino a 30 cm. Ad essi si alternano livelli di argilliti prevalentemente di colore nocciola o rosso, spessi fino ad un metro. Localmente sono presenti straterelli di siltiti silicee a frattura prismatica di colore bruno e marne di colore grigio e nocciola. Nella parte stratigraficamente più bassa prevalgono le calcilutiti silicee e le argilliti nocciola, mentre nella parte più alta predominano gli strati calcarenitici e marnosi. L età delle Argilliti e calcareniti di Dudda è attribuita all Eocene medio-superiore-oligocene (FAZ- ZUOLI et alii, 1996). Le calcareniti a Nummuliti («Nummulitico» in LOSACCO, 1960; «Calcareniti di Montegrossi» in CANUTI et alii, 1965; FAZZUOLI et alii, 1996) hanno uno spessore non superiore a 70 m e sono costituite da biocalcareniti e biocalciruditi in strati decimetrici e metrici, ai quali si intercalano livelli marnosi ed argillitici spessi fino a qualche metro (Eocene superiore - CANUTI et alii, 1965; FAZZUOLI et alii, 1996). Il Macigno affiora per circa 150 m di spessore; esso è costituito da arenarie torbiditiche quarzoso-feldspatiche in strati decimetrici e metrici, ai quali sono ritmicamente intercalati livelli centimetrici di siltiti micacee (Oligocene superiore-miocene inferiore - COSTA et alii, 1997; CORNAMUSINI, 2001, 2002).

7 ASSETTO GEOLOGICO DELLA FALDA TOSCANA AD OVEST DEL MONTE AMIATA 449 ASSETTO GEOLOGICO L analisi cartografica dei corpi geologici affioranti permette di fare alcune considerazioni utili all interpretazione del quadro tettonico. L unità di S. Fiora (fig. 2), rappresentata sempre dalle arenarie Pietraforte, poggia ovunque sulla formazione di Canetolo (Unità Subligure), mediante un contatto generalmente suborizzontale oppure immergente verso est. La formazione di Canetolo, invece, poggia su differenti termini della Falda Toscana mediante un contatto immergente verso est nel margine orientale e verso ovest e nord-ovest in quello occidentale. In tutta l area studiata la formazione di Canetolo giace sul Macigno, sulle calcareniti a Nummuliti e sulle Argilliti e Calcareniti di Dudda. Sulla base di queste osservazioni dunque è evidente, in quest area, la totale assenza delle formazioni cretaciche che sono presenti alla base dell Unità di S. Fiora, al di sotto delle arenarie Pietraforte (Formazione di Villa la Selva, Cretaceo inferiore e Formazione di S. Fiora, Cretaceo superiore; in COSTANTINI et alii, 1978), invece affioranti nelle immediate vicinanze dell area studiata (PANDELI et alii, 2003). Allo stesso modo anche l Unità Subligure, prevalentemente rappresentata dalla Formazione di Canetolo, è caratterizzata da importanti variazioni di spessore e pure la Falda Toscana è caratterizzata dall assenza di interi orizzonti stratigrafici principalmente nella parte più alta della successione. Se ne deduce, pertanto, che tutte le unità tettoniche affioranti sono state sottoposte ad un processo di elisione tettonica e che, con buona probabilità, tutti i contatti tra le unità tettoniche coincidono con faglie dirette a basso angolo, come per altro riconosciuto in tutta la Toscana meridionale (LAZZAROTTO, 1967; CALAMAI et alii, 1970; LAZZA- ROTTO & MAZZANTI, 1978; BERTINI et alii, 1991; DECAN- DIA et alii, 1993, 1998, 2001; CARMIGNANI et alii, 1994, 2001; BALDI et alii, 1994; LIOTTA et alii, 1998). Tali strutture sono responsabili della presenza di importanti omissioni stratigrafiche anche entro la Falda Toscana. Nell area di Monte Aquilaia, per esempio, le Calcareniti a Nummuliti poggiano localmente sia su alcuni termini della Scaglia sottostanti, sia sulla Maiolica. Anche il Macigno poggia discordante, mediante contatti sottrattivi, sui termini della Scaglia Toscana, come le Argilliti di Brolio, le Argilliti e calcareniti di Dudda e le Calcareniti a Nummuliti e localmente sulla Maiolica (fig. 3a). Le faglie dirette a basso angolo sono riconducibili ad ampie zone di taglio costituite da più piani di faglia coniugati che interessano, alcune volte, interi orizzonti formazionali, che hanno funzionato come zone di scollamento preferenziale: ad esempio nell area in studio esse sono concentrate nelle Argilliti di Brolio, nelle Marne a Posidonomya e nelle evaporiti triassiche, come deducibile anche dai dati di sondaggio (CALAMAI et alii, 1970; BROGI, 2003a). Le faglie dirette a basso angolo, infatti, si sono impostate in corrispondenza di superfici di discontinuità preesistenti, come ad esempio le superfici di stratificazione, laddove si verificava un elevato contrasto di competenza. In corrispondenza di alcune formazioni a comportamento più plastico, infatti, sono presenti livelli di scollamento in corrispondenza dei quali l attività delle faglie ha causato importanti riduzioni dello spessore stratigrafico, nonché la completa elisione dell intera unità litostratigrafica. Il rigetto di queste faglie non è mai determinabile con precisione: quelle osservabili alla scala mesoscopica (fig. 5) infatti, costituiscono strutture minori associate a zone di taglio più importanti, Fig. 5 - Faglia diretta a basso angolo entro la Formazione delle Marne a Posidonomya. Il rigetto di tale struttura non è determinabile. Low angle normal fault in the «Marne a Posidonomya» Fm. Its displacement is not determinable. non risolvibili alla scala dell affioramento. Le faglie dirette a basso angolo sono state successivamente dislocate da faglie dirette ad alto angolo. Nell area di Monte Aquilaia ed in quella di Monte Buceto è riconoscibile un raddoppio della successione stratigrafica della Falda Toscana. In particolare al di sopra dei termini più alti della Scaglia Toscana (Monte Aquilaia) ed al Macigno (Monte Buceto) vi è una successione più o meno completa che comprende dalle Marne a Posidonomya al Macigno (nella zona di Monte Aquilaia) e dalle Calcareniti di Dudda alle calcareniti a Nummuliti (nella zona di Monte Buceto). Tali ripetizioni di serie sono collegate allo sviluppo di un sovrascorrimento che nell area di Monte Aquilaia ha una superficie sub-orizzontale, mentre nell area di Monte Buceto è immergente verso est. Dall analisi cartografica inoltre emerge che entro la Falda Toscana i contatti tra le diverse formazioni sono coinvolti in sistemi a pieghe orientati in direzione media «antiappenninica» (circa N30 -N40 ) che deformano pure la superficie di sovrascorrimento entro la Falda Toscana. Qui di seguito verranno descritti i risultati dell analisi strutturale realizzata in affioramento che ha permesso di approfondire la conoscenza delle strutture precedentemente citate e di individuarne altre non riconoscibili alla scala cartografica, come per esempio le faglie dirette sinsedimentarie. ANALISI STRUTTURALE FAGLIE DIRETTE SIN-SEDIMENTARIE Queste strutture sono state riconosciute esclusivamente in affioramento in alcune formazioni appartenenti alla Falda Toscana. Esse costituiscono senza dubbio le deformazioni più antiche riconosciute in quest area, in quanto hanno interessato sedimenti non ancora completamente diagenizzati. Tali strutture sono costituite da faglie dirette sin-sedimentarie, riconosciute nella Maiolica e nella Scaglia Toscana (Argilliti di Brolio e Marne del Sugame), prevalentemente alla scala mesoscopica. La componente del loro rigetto, normale al piano degli strati, è facilmente deducibile per le ritmiche alternanze di litotipi

8 450 A. BROGI Fig. 6

9 ASSETTO GEOLOGICO DELLA FALDA TOSCANA AD OVEST DEL MONTE AMIATA 451 calcarei bianchi e rosati (parte alta della Maiolica) o di litotipi a dominante calcarea e pelitica (Scaglia Toscana), che permettono di correlare gli strati dislocati (fig. 6a, 6b e 6c); nella maggior parte dei casi i rigetti osservati variano da qualche centimetro fino a qualche decimetro. I piani di faglia sono netti, privi di cataclasite (fig. 6e, 6f, 6g e 6h) ed hanno inclinazioni variabili da 10 a 50 rispetto alla superficie di stratificazione. Le faglie sono suturate dagli strati soprastanti (fig. 6i) documentando la loro attività sin-deposizionale. Entro la Maiolica sono state osservate brecce sedimentarie costituite da clasti per lo più spigolosi di diaspro e di calcare, di dimensioni centimetriche, provenienti dalle formazioni della Falda Toscana. Queste brecce formano livelli discontinui di qualche metro di spessore e costituiscono probabilmente depositi in prossimità di scarpate di faglia. Le faglie sin-sedimentarie sono coinvolte nelle deformazioni successive (fig. 6b e 6e) e mostrano pertanto orientazioni disperse (fig. 7). SOVRASCORRIMENTO DI MONTE AQUILAIA E MONTE BU- CETO Sulla base dei dati emersi dal rilevamento geologico, lo sviluppo di tale struttura ha individuato due sottounità tettoniche (SU1 e SU2): quella superiore (SU1) è costituita da una successione compresa tra le Marne a Posidonomya ed il Macigno nell area di Monte Aquilaia e tra le Argilliti e calcareniti di Dudda e le Calcareniti a Nummuliti nell area di Monte Buceto; quella inferiore (SU2) è rappresentata, in affioramento, dalle litofacies comprese tra i Diaspri e le Calcareniti a Nummuliti nell area di Monte Aquilaia e tra i Diaspri ed il Macigno nell area di Monte Buceto (fig. 8). La superficie di sovrascorrimento è riconoscibile soltanto presso il Monte Aquilaia ed il Monte Buceto (fig. 3) che costituiscono i rilievi più elevati dell area in studio. Nell area di Monte Aquilaia tale struttura è già stata segnalata e descritta da BROGI & LAZZAROTTO (2002) e si rimanda a tale lavoro per maggiori dettagli. In quest area le Marne a Posidonomya appartenenti alla SU1 sono sovrascorse sopra ai termini superiori della Scaglia Toscana, appartenenti alla SU2. Nell area di Monte Buceto, invece, è riconoscibile la continuazione verso est del sovrascorrimento di Monte Aquilaia, esposto nel versante occidentale del monte. La sommità del Monte Buceto è costituita dalle Argilliti e calcareniti di Dudda e dalle Calcareniti a Nummuliti, che appartengono alla SU1. Tale sottounità è sovrascorsa al di sopra del Macigno che costituisce, in Fig. 7 - Diagrammi stereografici (diagramma di Schmidt, emisfero inferiore) nei quali sono mostrate rispettivamente le ciclografiche ed i relativi poli di 57 piani di faglie sin-sedimentarie riconosciute entro la Maiolica, la parte di transizione tra la Maiolica e le Argilliti di Brolio (Argilliti e calcilutiti di Brolio) e nelle Marne del Sugame. Stereonets (Schmidt diagram, lower hemisphere) showing the great circles and poles of 57 syn-sedimentary fault planes recorded in the «Maiolica» Fm., in the transitional stratigraphic succession between the «Maiolica» and «Argilliti di Brolio» Fms. («Argilliti e calcilutiti di Brolio») and in the «Marne del Sugame» Fm. quest area, la formazione più recente appartenente alla sottounità SU2. Sulle Calcareniti a Nummuliti della SU1 giace la Formazione di Canetolo (BOCCALETTI et alii, 1987) appartenente all Unità Subligure (fig. 2 e fig. 8). La superficie tettonica che separa la SU1 dalla SU2, laddove visibile, come per esempio nel versante sudorientale di Monte Aquilaia, si presenta come una fascia di taglio spessa qualche metro, in corrispondenza della quale sono presenti pieghe asimmetriche attraversate da una pervasiva foliazione di piano assiale, faglie inverse e strutture s-c (BERTHÉ et alii, 1979) (fig. 9). Le strutture più chiare sono osservabili nei litotipi calcarei; la formazione delle Marne a Posidonomya, ad esempio, ha una costituzione litologica particolarmente adatta alla registrazione della deformazione. Nei litotipi prevalentemente argillitici, invece, come per esempio quelli appartenenti alla Scaglia Toscana, la deformazione ha interamente scompaginato l originario assetto stratigrafico, rendendo difficoltosa l interpretazione degli orizzonti deformati e delle geometrie delle strutture. Le pieghe, generalmente chiuse (sub-isoclinali), hanno cerniere ispessite e fianchi debolmente assottigliati. La maggior parte di esse ha il fianco corto sradicato (fig. 9a, 9f e 9i) e piano assiale circa parallelo ai fianchi. Il senso Fig. 6 - Faglie dirette sin-sedimentarie; le foto A e C sono particolari di B, nelle quali sono riconoscibili faglie dirette sin-sedimentarie con rigetto decimetrico che hanno interessato la parte alta della successione della Maiolica. Nella foto B il piano di una faglia è evidentemente piegato da una deformazione sviluppatasi successivamente. Nella foto D è osservabile una serie di faglie dirette sin-sedimentarie con rigetti centimetrici, entro la successione delle Marne del Sugame. Nella foto E è mostrata una faglia sin-sedimentaria, entro la parte alta della Maiolica, coinvolta in una piega riferibile all evento deformativo successivo (evento FT 1, si veda la discussione). Le foto F ed H sono particolari di G ove sono osservabili faglie dirette sin-sedimentarie, aventi rigetti centimetrici, entro la parte alta della successione della Maiolica; si può notare come i piani di faglia siano ben saldati e privi di cataclasite (foto F). Nella foto H l irregolarità del piano della faglia è probabilmente dovuto alle deformazioni compressive che si sono sviluppate durante gli eventi deformativi successivi. La foto I mostra una faglia sin-sedimentaria suturata che ha interessato la parte alta della successione della Maiolica. Syn-sedimentary normal faults: A and C are particulars of the photo B; there, syn-sedimentary normal faults with decimetre displacements, affecting the uppermost part of the Maiolica Fm., are shown. In the photo B the fault plane is folded by a later deformation. In the photo D syn-sedimentary normal faults with centimetre displacements, affecting the Marne del Sugame Fm., are shown. The photo E shows a syn-sedimentary fault affecting the upper part of the Maiolica Fm., involved in a fold referred to the youngest folding event (FT 1 deformational event, see discussion). The folds in F and H are details of photo G; there, syn-sedimentary faults, with centimetre displacements, affecting the upper part of the Maiolica Fm., are shown: the fault planes are well sutured. In photo H the irregular fault plane is probably related to the compressive deformation which developed during later deformational events. The photo I shows a sutured syn-sedimentary normal fault affecting the upper part of the Maiolica Fm.

10 452 A. BROGI Fig. 8 - Rapporti tettono-stratigrafici delle formazioni della Falda Toscana nell area di Monte Aquilaia e di Monte Buceto. Sono riconoscibili due sottounità (SU1 - Sottounità 1; SU2 - Sottounità 2) che si sono individuate a seguito dello sviluppo di un sovrascorrimento a vergenza orientale. Le deformazioni successive hanno reso articolata la geometria di tale sovrascorrimento che affiora soltanto in corrispondenza del Monte Aquilaia e di Monte Buceto. In queste aree le Unità Liguri l.s. non sono coinvolte nel sovrascorrimento. Spiegazione dei simboli: MAC) Macigno; NUM) Calcareniti a Nummuliti; DUD) Argilliti e calcareniti di Dudda; MSU) Marne del Sugame; RAD) Argilliti di Broli: 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-stratigraphical relationship among the Tuscan Nappe formations exposed in the Mt. Aquilaia-Mt. Buceto area. Two subunits (SU1 - Subunit 1; SU2 - Subunit 2), related to an east-verging thrust, are present. The later deformations deformed the geometry of the thrust surface which crops out only in the Mt. Aquilaia and Mt. Buceto. In these areas the Ligurian l.s. Units are not involved in the thrusting. Symbols: NUM) «Calcareniti a Nummuliti» Fm.; DUD) «Argilliti e calcareniti di Dudda» Fm.; MSU) «Marne del Sugame» Fm.; RAD) «Argilliti di Brolio» Fm.: «Radiolariti»; BRO) «Argilliti di Brolio» Fm.: «argilliti e calcilutiti»; MAI) «Maiolica» Fm.; DI) «Diaspri» Fm.; POD) «Marne a Posidonomya» Fm. The geological boundaries among the Tuscan Nappe formations are always tectonised. di rovesciamento delle pieghe è verso E-NE, coerente con il senso di trasporto tettonico, come deducibile dall analisi delle faglie inverse (fig. 9d e 9e) e delle strutture s-c. Le pieghe hanno direzioni assiali comprese tra N150 a N190 (fig. 10). Esse sono attraversate da una foliazione penetrativa di piano assiale che prevale sulla stratificazione nei livelli a dominante pelitica (fig. 9h). Negli strati calcarei e calcareo-marnosi i rapporti angolari tra la superficie di stratificazione e la foliazione divengono chiari (fig. 9g e 9h) in quanto la foliazione si sviluppa come superficie di dissoluzione, spaziata ad intervalli millimetrici (fig. 9e e fig. 9g). La foliazione tettonica è caratterizzata da clivaggio stilolitico nei litotipi a dominante calcarea (fig. 9e) e da slaty-cleavage in quelli a dominante pelitica (fig. 9h). Le faglie inverse sono prevalentemente riconoscibili nei litotipi a dominante calcarea (fig. 9d), difficilmente in quelli a dominante pelitica. I piani di faglia sono piuttosto inclinati nei litotipi calcarei (10-30 ) mentre sono poco inclinati entro quelli a dominante pelitica (0-5 ). L entità del rigetto è talvolta deducibile dalla correlazione di livelli dislocati, riconoscibili a causa delle ritmiche alternanze di litotipi diversi (fig. 9d). I loro rigetti sono variabili da qualche centimetro a qualche metro. Nei due blocchi delle faglie sono spesso evidenti indicatori cinematici costituiti da pieghe di trascinamento e da tension gashes (fig. 9d e fig. 9e); 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 sviluppate entro gli interstrati a dominante pelitica. La loro presenza è stata osservata soltanto in alcuni affioramenti particolarmente vicini alla superficie di sovrascorrimento. L intersezione tra le superfici «s» e quelle «c» ha una orientazione variabile tra N170 e N200 ed il senso di taglio è verso est. La superficie di sovrascorrimento nell area di Monte Buceto interessa litotipi prevalentemente argillitici della

11 ASSETTO GEOLOGICO DELLA FALDA TOSCANA AD OVEST DEL MONTE AMIATA 453 Fig. 9 - Strutture riconoscibili alla scala mesoscopica, localizzate entra la zona di taglio a deformazione concentrata coincidente con il contatto di sovrascorrimento tra la sottounità 1 e 2, presso Monte Aquilaia. Le rocce coinvolte sono costituite da litotipi prevalentemente marnosi e marnoso-argillosi appartenenti alla formazione delle Marne a Posidonomya. Nella foto A sono riconoscibili alcune pieghe sradicate, sub-isoclinali e coricate, delimitate a letto ed a tetto da zone di taglio che costituiscono strutture minori associate al sovrascorrimento di Monte Aquilaia. Le foto B e C sono particolari di A; in esse sono rappresentate le cerniere di alcune pieghe sub-isoclinali, attraversate da una pervasiva foliazione tettonica, convergente all intradosso. Nella foto D è riconoscibile una faglia inversa con rigetto decimetrico e senso di trasporto verso est che coinvolge litotipi prevalentemente calcarei delle Marne a Posidonomya; alla faglia è associato lo sviluppo di un clivaggio stilolitico e di tension gashes la cui geometria è coerente con il senso di movimento della faglia (foto E, particolare di D). Le foto F e G (quest ultima particolare di F) mostrano una anticlinale, sub-isoclinale, sradicata in corrispondenza del fianco rovesciato, nel quale è sviluppata una foliazione tettonica pervasiva. La foto I mette in evidenza come, in corrispondenza dei fianchi lunghi delle pieghe associate al sovrascorrimento, sia presente una foliazione a basso angolo rispetto alla stratificazione e come essa subisca rifrazione al passaggio tra litotipi a comportamento reologico diverso. La rifrazione della foliazione è particolarmente pronunciata al passaggio tra lo strato calcareomarnoso visibile alla base della foto ed il livello argilloso-marnoso sovrastante. La foto L mostra come le sinclinali mostrino il fianco superiore sradicato. Mesoscopic structures localised in the Monte Aquilaia shear zone, corresponding to the tectonic boundary (thrust) between the subunits 1 and 2. The rocks involved are composed of marls and marly-shales belonging to the Marne a Posidonomya Fm. The photo A shows some detached folds, sub-isoclinal and recumbent, bound on the uppermost and lowermost sides by minor shear zones associated with the Monte Aquilaia thrust. The photos B and C are details of A.; there, hinges of some sub-isoclinal well foliated folds are shown. The photo D shows a reverse fault with decimetre displacement and tectonic transport toward east which deforms calcareous lithotypes belonging to the «Marne a Posidonomya» Fm. Stylolitic cleavage and tension gashes (shown in photo E, detail of D) are associated with the reverse fault; their geometry is coherent with the sense of movement of the fault. The photo F and G (G shows detail of F) show a sub-isoclinal syncline, with detached overturned limb strongly intersected by a pervasive tectonic foliation. The photo I shows a pervasive tectonic foliation developed in the limb of folds. The foliation is characterised by refracted geometry developing in lithotypes with different rheological behaviour. The refracted foliation is mainly highlighted at the boundary between calcareous and shaly-marls lithotypes. The photo L shows a sub-isoclinal, recumbent syncline with detached upper limb.

12 454 A. BROGI Fig Diagrammi stereografici (diagramma di Schmidt, emisfero inferiore) nei quali sono mostrate rispettivamente 13 assi di piega misurati nella zona di taglio corrispondente al sovrascorrimento di Monte Aquilaia ed il relativo contouring. Stereonets (Schmidt diagram, lower hemisphere) showing 13 folds axes, recorded in the shear zone corresponding to the Monte Aquilaia thrust, and their contouring. Scaglia Toscana ed arenacei del Macigno, nei quali le strutture minori collegate con il sovrascorrimento non sono state riconosciute. Strutture riconoscibili alla scala mesoscopica e riferibili all evento tettonico che ha causato il sovrascorrimento sono presenti anche in aree lontane dalle zone di taglio sopra descritte. Ad esempio, a sud di Monte Buceto, sono stati riconosciuti locali raddoppi nella Scaglia Toscana, caratterizzati da almeno tre scaglie tettoniche, d importanza minore, che hanno causato la ripetuta sovrapposizione delle Marne del Sugame sulle Argilliti e calcareniti di Dudda. In sezione sottile alcuni campioni appartenenti alle Marne a Posidonomya, appositamente prelevati in corrispondenza dei fianchi e delle cerniere delle pieghe, mostrano chiaramente i rapporti tra la foliazione tettonica (S 1 ) e la superficie di stratificazione (S 0 ) (fig. 11). La foliazione è caratterizzata da superfici di dissoluzione (fig. 11a) e di appiattimento (fig. 11b), ove sono concentrati minerali argillosi ed ossidi, che separano lithons di dimensioni variabili. La dissoluzione è particolarmente evidente nei litotipi a dominante calcarea e silicea, dove, oltre alla matrice carbonatica e/o silicea della roccia, sono stati dissolti anche bioclasti, prevalentemente costituiti da frammenti di gusci di lamellibranchi (fig. 11a) o di radiolari. Nei litotipi a dominante calcarea (fig. 11a) la foliazione è caratterizzata da un clivaggio spaziato e disgiuntivo con forma dei domini di clivaggio del tipo wriggly e/o stylolytic (sensu PASSCHIER & TROUW, 1996 cum bibl.). Nei litotipi a dominante pelitica (fig. 11) la foliazione è caratterizzata da un clivaggio continuo e disgiuntivo-spaziato con forma dei domini di clivaggio del tipo rough e/o smooth (sensu PASSCHIER & TROUW, 1996 cum bibl.). Allo sviluppo della foliazione tettonica è localmente associata la ricristallizzazione di minerali argillosi, costituiti principalmente da strati misti illite-smectinte, che indicano condizioni termiche riconducibili all anchimetamorfismo (BROGI, 2003a). SISTEMI A PIEGHE CON DIREZIONE «ANTIAPPENNINICA» Le strutture collegate con questo evento deformativo costituiscono deformazioni ricorrenti in tutta l area. A questo evento sono associate principalmente pieghe osservabili alla scala mesoscopica e cartografica (fig. 12), vergenti verso est. Alla scala mesoscopica sono osservabili pieghe parassite di ordine inferiore rispetto alle strutture maggiori, che presentano il fianco corto generalmente rovesciato. I piani assiali delle strutture maggiori immergono, con inclinazioni variabili da 10 a 70, verso i quadranti occidentali. La loro direzione assiale è compresa tra 0 e 70, sebbene la direzione statisticamente più ricorrente sia compresa tra N 25 e N 30 (fig. 13). I piani assiali di tali pieghe sono caratterizzati da diversi valori di inclinazione in due diversi settori della dorsale Monte Aquilaia-Monte Buceto: nel margine occidentale, in corrispondenza del tratto di dorsale compreso tra Castiglioncello Bandini e Stribugliano, le pieghe hanno piani assiali molto inclinati verso ovest, fino a circa 80 (fig. 3b), mentre nel settore compreso da Monte Aquilaia, fino al margine orientale, i piani assiali hanno inclinazioni minori, fino a circa 30. Le pieghe deformano anche la superficie tettonica che separa la SU1 dalla SU2 (fig. 3b). La forma e lo stile delle pieghe variano nelle diverse litofacies: si riconoscono pieghe da aperte, nelle litofacies calcaree e marnose, a chiuse (sub-isoclinali), nelle litofacies argillitico-pelitiche. Alle pieghe è associata una foliazione tettonica principalmente sviluppata in corrispondenza delle zone di cerniera e meno evidente nei fianchi. Nei litotipi a dominante calcarea la foliazione si è sviluppata mediante un clivaggio stilolitico e/o di fratturazione, mentre nei litotipi a dominante pelitica si riconosce principalmente un clivaggio di crenulazione. INTEGRAZIONE DEI DATI GEOLOGICI DI SUPERFICIE, GEOFISICI E DI POZZO L area del Monte Amiata è stata intensamente investigata a scopo geotermico da ENEL GreenPower a partire dagli anni ottanta, principalmente mediante indagini sismiche a riflessione e sondaggi profondi oltre 4500 metri. A metà degli anni novanta è stato inoltre realizzato il profilo sismico crostale Cro.P.18 che, nel suo tratto meridionale (Cro.P.18B) ha attraversato l area del Monte Amiata (fig. 1) ed in particolare la parte settentrionale dell area studiata (LAZZAROTTO & LIOTTA, 1994) (fig. 3a). Questi studi hanno permesso di raccogliere una importante quantità di dati, in parte già pubblicati, decisamente utili per la comprensione del quadro geologico dell area del Monte Amiata. In particolare molte indagini sono state condotte nel campo geotermico di Bagnore, collocato immediatamente ad est dell area studiata (fig. 1a). Esse hanno permesso di ricostruire i rapporti geometrici tra le unità tettoniche qui presenti ed in particolare quelli tra la Falda Toscana e le Unità Liguri l.s. (fig. 14), oltre che di analizzare le successioni stratigrafiche delle diverse unità e la natura dei loro contatti. Da questi studi è emerso che l area studiata, mostrata in fig. 3a, costituisce la parte sommitale di un megaboudin di Falda Toscana che affiora nei rilievi più elevati dell area (dorsale Castiglioncello Bandini-Monte Aquilaia- Monte Buceto-Monte Labbro) (CALAMAI et alii, 1970; BROGI, 2003a; BROGI et alii, 2004), schematicamente riportato in (fig. 15). Esso, nel margine occidentale, è delimitato da un area in corrispondenza della quale le Unità Liguri giacciono direttamente sulle evaporiti triassiche della Falda Toscana, mentre in corrispondenza del lato orientale i sondaggi realizzati nell area di Bagnore metto-

13 ASSETTO GEOLOGICO DELLA FALDA TOSCANA AD OVEST DEL MONTE AMIATA 455 Fig Foto di sezioni sottili relative a due campioni litologicamente diversi, appartenenti alla formazione delle Marne a Posidonomya ed interessati da una pervasiva foliazione tettonica associata alle pieghe. A) calcare marnoso, 25 N.p.; rapporti S 0 /S 1 : la S 0 è marcata, oltre che dal cambiamento litologico, dall allineamento preferenziale dei filaments calcitici, mentre la S 1 è rappresentata da superfici di dissoluzione con concentrazione di ossidi; B) marna argillosa, 25 N.p.; la foliazione S 1 è rappresentata da superfici di appiattimento, mentre la S 0 appare quasi completamente trasposta dalla S 1. Microphotos of two different samples belonging to the «Marne a Posidonomya» Fm., characterised by a pervasive tectonic foliation S 1 associated with the folds. A) Marly-limestone, 25 I.N.; S 0 /S 1 relationships: S 0 is marked by changes in lithotypes and by alignment of the filaments; S 1 is represented by dissolution surfaces with oxide concentration. B) Shaly-marls, 25 I.N.; the S 1 foliation is represented by flattening surfaces. S 0 appears transposed on S 1. Fig Foto panoramica di Poggio Faggia scattata da Monte Buceto. In panorama sono osservabili sistemi di pieghe F 2 asimmetriche verso est (il lato dell osservatore) e con il fianco corto rovesciato che coinvolgono i Diaspri e la Maiolica. Il crinale di Poggio la Faggia coincide con la cerniera di una anticlinale rovesciata, alla quale seguono una serie di sinclinali ed anticlinali minori, riconoscibili anche in panorama. Panoramic view of Poggio Faggia observed from Mt. Buceto. In the photo asymmetric and recumbent F 2 folds, east verging, are recognisable. The folds involve the «Diaspri» and «Maiolica» Fms. The ridge of Poggio la Faggia corresponds to the hinge of a recumbent anticline with associated minor synclines and anticlines.