Il Promontorio del Gargano

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2 Il Promontorio del Gargano cenni di geologia e itinerari geologici Alfonso Bosellini & Michele Morsilli Dipartimento di Scienze della Terra - Università di Ferrara - Corso Ercole I d Este, Ferrara ([email protected] - [email protected])

3 2 Il Promontorio del Gargano: cenni di geologia e itinerari geologici INTRODUZIONE Il Promontorio del Gargano appartiene alla Piattaforma carbonatica Apula che nel Mesozoico era uno dei maggiori elementi paleogeografici del margine meridionale della Tetide. Essa é una delle principali piattaforme peri-adriatiche, le quali sono comparabili ai banchi delle Isole Bahamas come dimensione, forma, facies carbonatiche, tasso di subsidenza e anche come architettura interna (D Argenio 1971, Bernoulli 1972, Eberli 1991, Eberli et al. 1993). La Piattaforma Apula, costituisce attualmente l area di avampaese, relativamente stabile e indeformata, dell Appennino meridionale ed é bordata da ambo i lati da depositi bacinali. Verso est l adiacente dominio paleogeografico é il Bacino Ionico, sostituito verso nord dal Bacino Umbro-Marchigiano (Fig.1). Verso ovest, la Piattaforma Apula discende con una serie di faglie al di sotto dei sedimenti terrigeni dell avanfossa Bradanica e il margine occidentale si trova attualmente a diversi chilometri di profondità ricoperto dai numerosi thrust dell Appennino meridionale (Fig.2). Verso sud-est, il margine della piattaforma é ben individuabile sia in terraferma che nel Mar Adriatico, dove si trova a circa km dell attuale costa pugliese (De Dominicis & Mazzoldi 1989, De Alteriis & Aiello 1993) (Fig.3). Questo margine viene considerato fagliato dalla maggior parte degli autori (Masse & Borgomano 1987, De Dominicis & Mazzoldi 1989, Colantoni et al. 1990, Corre 1994), ma Bosellini et al. (1993a, 1999) e Bosellini & Morsilli (1997) e Morsilli (1998), in base ai loro studi effettuati sugli affioramenti garganici, ricostruiscono un margine deposizionale ricoperto in onlap da sedimenti bacinali (drowning unconformity) durante il Giurassico superiore e il Cretaceo inferiore, profondamente inciso in alcune aree durante il Cretaceo superiore. Fig. 1 Distribuzione delle piattaforme carbonatiche e dei bacini nell Italia centro-meridionale durante il Giurassico e il Cretaceo (modificato da Zappaterra 1990).

4 A. Bosellini & M. Morsilli 3 Fig. 2 Il margine occidentale della Piattaforma Apula, sepolto sotto i vari thrust della catena appenninica (da Picha 1996, modificato da Mostardini & Merlini 1986). Fig. 3 Profilo sismico (al largo di Brindisi) attraverso il margine orientale della Piattaforma Apula che mostra un paleorilievo della piattaforma di circa 3 km, successivamente ricoperto in onlap principalmente da unità terziarie (cortesia di E.G. Purdy). Nel riquadro a destra è visibile l ubicazione della sezione.

5 4 Il Promontorio del Gargano: cenni di geologia e itinerari geologici Fig. 4 Ubicazione del Promontorio del Gargano e delle Isole Tremiti con l indicazione delle principali strade, centri abitati e delle montagne. In carta è indicato il luogo di perforazione dei pozzi esplorativi: FU-1, Foresta Umbra 1 (AGIP); P-1, Peschici 1 (AGIP); G-1, Gargano 1 (Conoco); S-1, Sannicandro 1 (AGIP). Il Promontorio del Gargano (Fig.4) é un alto strutturale dove le successioni carbonatiche del Giurassico Superiore, debolmente piegate a formare un estesa anticlinale con asse posto in direzione all incirca ONO- ESE, raggiungono un elevazione di circa 1000 m. Questa struttura ad ampia scala é interessata da numerose faglie (inverse, subverticali, normali e trascorrenti) orientate in vario modo: E-O, NE-SO e NO-SE (Fig.5). Una delle principali strutture del Gargano é una zona di taglio trascorrente orientata E-O che attraversa la parte meridionale del promontorio, chiamata indifferentemente: Faglia della Val Carbonara, Faglia di Mattinata, Gargano Fault o zona di faglia Mattinata-Gondola (MGFZ) e che, come mostrano i profili sismici disponibili in Adriatico, continua in mare per decine di chilometri (Gondola Line di De Dominicis & Mazzoldi 1989) (Fig.6). Per quanto riguarda la cinematica della Faglia di Mattinata (inversa, diretta, trascorrente) esistono in letteratura diverse interpretazioni (Guerricchio 1983, 1986, 1996, Ortolani & Pagliuca 1989, Funiciello et al. 1992, Gambini & Tozzi 1996, Chilovi et al. 2000, Billi & Salvini 2000). Recentemente il Gargano é stato interpretato come un area deformata in regime compressivo durante il Neogene attraverso numerosi sovrascorrimenti di cui il principale, ipotizzato a diversi chilometri di profondità alla base delle successioni sedimentarie, avrebbe vergenza dinarica (Bertotti et al. 1999).

6 A. Bosellini & M. Morsilli 5 Fig. 5 Immagine satellitare (Landsat TM) del Promontorio del Gargano con l indicazione delle principali lineazioni tettoniche e dei centri abitati (da Morsilli 1998). La Faglia di Mattinata, disposta in senso E-O, è una delle strutture maggiormente visibili nella parte meridionale. Fig. 6 L estensione in mare aperto della Faglia di Mattinata (denominata in offshore Linea di Gondola) é chiaramente visibile in questa carta strutturale del basso Adriatico (da Colantoni et al. 1990).

7 6 Il Promontorio del Gargano: cenni di geologia e itinerari geologici Fig. 7 Log schematici dei quattro pozzi perforati nel Promontorio del Gargano. Per i dati sulla successione triassico-paleozoica perforata dal pozzo Gargano-1 vedi il testo. L ubicazione dei pozzi é mostrata in Fig. 4 (ridisegnato da Bosellini et al. 1993b).

8 A. Bosellini & M. Morsilli 7 LA SUCCESSIONE SEDIMENTARIA L ossatura del Promontorio del Gargano consiste prevalentemente di una spessa coltre di carbonati di acque basse di età giurassica e cretacea. La posizione strutturalmente elevata del Gargano e la conseguente erosione dei sedimenti più giovani permette di ricostruire lo spessore della successione. Lo spessore totale della Piattaforma carbonatica Apula può essere stimato in circa 6000 m (Ricchetti 1981, Mostardini & Merlini 1986), ma, secondo i pozzi Gargano-1 e Foresta Umbra-1, lo spessore della successione giurassico-cretacea del Gargano risulta stimabile conservativamente in circa m (Fig.7). Questa enorme piattaforma, la quale passa verso est a depositi di scarpata e bacinali (Maiolica e Scaglia), ricopre una spessa successione dolomitica ed evaporitica denominata Anidriti di Burano (Martinis & Pieri 1964) del Triassico superiore. La successione sottostante alle Anidriti di Burano é stata incontrata ad una profondità di m nel pozzo Gargano-1, perforato dalla CONOCO ( ) poco a sud del Lago di Varano (Fig.4). La successione attraversata, dall alto verso il basso, é data da (Fig.7): 11. dolomie microcristalline, alternate con anidrite e sempre più argillose verso il basso (170 m); 10. argilliti da rosso mattone a grigio verdi, localmente micacee e molto siltose, intercalate con dolomie e anidriti (120 m); 9. arenarie grigie, poco o mal selezionate, a grana medio fine, con cemento anidritico e dolomitico (25 m); 8. peliti siltose rosso mattone alternate ad arenarie e siltiti grigie e giallastre (75 m); 7. alternanza di dolomie arenacee, argilliti, siltiti e arenarie; nella parte superiore di questo intervallo sono presenti due livelli conglomeratici di colore rosso (ciascuno di circa 5 m di spessore), con clasti di quarzo e di dolomia, assai poco selezionati (92 m); importante discordanza angolare 6. peliti e siltiti micacee, da grigio scure a nere (53 m); 5. calcari neritici di alta energia, con associazioni faunistiche permiane; i 16 m superiori consistono di dolomia bianca assai porosa (esposizione subaerea? paleocarsismo?) (100 m); 4. conglomerato rosso, poco selezionato (3 m); 3. andesite basaltica grigio-rossastra (22 m); 2. dolomie cristalline bianche ricche di Fusuline (Schubertinellinae) di età permiana; un filone di 5 m (roccia ignea di colore rosso bruno) attraversa questo intervallo dolomitico (50 m); 1. metapeliti da nere a grigio scure; in questo complesso metamorfico di basso grado sono anche presenti due corpi intrusivi. Secondo il rapporto della CONOCO, la successione sovrastante la discordanza angolare é di età ladinicocarnica, mentre i sottostanti 311 m possono essere riferiti al Permiano inferiore. La successione post-triassica Fino dagli anni 60, i geologi dell AGIP (Martinis 1965, Mattavelli & Pavan 1965, Pavan & Pirini 1966, Martinis & Pavan 1967) riconoscevano che la parte sudoccidentale del promontorio era parte di una piattaforma di mare basso (Piattaforma Apula), mentre nel settore nord-orientale erano presenti depositi bacinali. Secondo il modello paleogeografico dell AGIP (Mattavelli & Pavan 1965, Pavan & Pirini 1966), durante il Giurassico superiore le due aree erano connesse da una scarpata deposizionale e da una zona di scogliera sul margine della piattaforma (Calcari di Monte Sacro). Per quanto riguarda le successioni cretacee, un margine ben definito é assente ad eccezione di una piccola area vicino all abitato di Monte S. Angelo. Estese esposizioni di calcari di piattaforma interna affiorano a sud della Faglia di Mattinata, tra S. Giovanni Rotondo e Monte S. Angelo. Mentre, depositi di scarpata e bacinali del Cretaceo-Paleocene (Formazione di Mattinata, Maiolica, Scisti a Fucoidi, Formazione di Monte Acuto, Formazione di Monte S. Angelo, Scaglia) affiorano estesamente nella parte orientale del Gargano, creando il tipico paesaggio costiero da Mattinata a Vieste fino a Peschici e Rodi Garganico. Questa è l unica area con un reticolato idrografico ben sviluppato (vedi Fig. 5). Miniere e cave di bauxite sono state attive fino agli anni 60 nell area a sud di S. Giovanni Rotondo. Le bauxiti affiorano al di sopra di un estesa superficie erosiva e la loro età é compresa tra l Albiano-Cenomaniano ed il Senoniano (Crescenti & Vighi 1964). Parecchi altri depositi di bauxite, all incirca coevi, documentano un estesa emersione delle piattaforme carbonatiche durante il Cretaceo medio attraverso l intera Puglia e l Appennino meridionale (Crescenti & Vighi 1964, D Argenio 1967, Accarie et al. 1989, D Argenio & Mindszenty 1991, Carannante et al. 1992, Ruberti 1993). Da Vieste a Peschici e a sud di Mattinata (Coppa d Apolito, Monte Saraceno), calcareniti eoceniche risedimentate e depositi pelagici, ricoprono in disconformità sedimenti di scarpata e bacinali del Cretaceo superiore e del Paleocene. E noto ormai da parecchio tempo (Cortese & Canavari 1884, Viola & Cassetti 1893) che i terreni eocenici affiorano nella parte nord-orientale del Promontorio del Gargano e che giacciono in discordanza sui depositi cretacei. Tuttavia, solo negli anni 60 questa inconformità è stata interpretata e documentata in termini stratigrafici. Secondo Pavan & Pirini (1966) e Martinis & Pavan (1967), i calcari eocenici, designati come Calcari a Nummuliti di Peschici, sono dei calcari organogeni di acqua bassa, trasgressivi sui sottostanti Calcari tipo craie di Monte Acuto a sud (area di Monte Saraceno) e sulla formazione senoniana della Scaglia a nord (area tra

9 8 Il Promontorio del Gargano: cenni di geologia e itinerari geologici Fig. 8 Carta geologica semplificata della parte nord orientale del Gargano in cui è visibile la distribuzione dei depositi dell Eocene medio (Formazione di Peschici). Vieste e Peschici). Ancora secondo gli stessi Autori, una chiara discordanza angolare separerebbe i calcari nummulitici dalle successioni cretaciche e la stratificazione incrociata sarebbe una caratteristica comune all interno delle formazioni eoceniche. L idea che le successioni eoceniche fossero depositi di acqua bassa e di scogliera nonché la presenza di un contatto trasgressivo con le sottostanti unità é stata mantenuta da diversi autori anche recentemente (De Dominicis & Mazzoldi 1989, Speranza & Kissel 1993, Luperto Sinni & Borgomano 1994, Ricchetti 1994). Tuttavia, Bosellini & Ferioli (1988), Bosellini et al. (1993a, 1993b, 1994, 1999) e Bosellini & Neri (1995) hanno chiaramente documentato che i Calcari a Nummuliti di Peschici sono dei depositi gravitativi e che rappresentano un apron di mare relativamente profondo, almeno nella loro area tipo, tra gli abitati di Peschici e Vieste (Fig.8). Concludendo, la superficie di inconformità che separa i depositi eocenici dai sottostanti depositi cretacei bacinali (Scaglia) non è un contatto trasgressivo ma una superficie erosiva sottomarina ricoperta in onlap da depositi gravitativi e da sedimenti pelagici (Bosellini et al. 1993a, 1993b, 1999). Sedimenti eocenici di acque basse sarebbero presenti nelle Isole Tremiti (Fig.4), circa 25 km a nord dalla costa garganica. Qui una scogliera a Coralli dell Eocene medio (Cresta et al. 1999) e le associate calcareniti nummulitiche ricoprono depositi di scarpata e bacino del Paleocene e dell Eocene inferiore (Selli in Cremonini et al. 1971).

10 A. Bosellini & M. Morsilli 9 ARCHITETTURA E STRATIGRAFIA SEQUENZIALE DELLA PIATTAFORMA APULA Diversi termini (megasequenza, supersequenza, sequenza composita) sono stati adottati per indicare sequenze deposizionali che rappresentano periodi di tempo maggiori rispetto a quelli normalmente usati per le sequenze di terzo ordine (Hubbard 1988, Vail et al. 1991, Mitchum & Van Wagoner 1991, Bosellini 1992). Tuttavia, la distinzione tra i differenti ordini è largamente arbitraria e spesso determinata dagli obiettivi e dagli strumenti delle ricerche (studi locali o regionali, profili sismici, analisi di affioramento, ecc.) (Christie-Blick 1991). In base alla nostra personale esperienza (es. Bosellini 1992), le sequenze deposizionali e i systems tracts mostrano una auto-similarità a differenti scale (Greenlee & Moore 1988, Mitchum & Van Wagoner 1991). In questo lavoro, viene utilizzato il termine sequenza deposizionale per delle unità stratigrafiche delimitate da superfici di inconformità e dalle loro relative superfici di conformità (Fig.9) che risultano differenti, dal punto di vista della scala temporale, dalle classiche sequenze di terzo-ordine. Tuttavia, esse presentano al loro interno la stessa organizzazione e i vari systems tracts possono essere facilmente individuati. Sequenza di Monte Sacro La sequenza più antica affiorante in Gargano è stata denominata Sequenza di Monte Sacro (Morsilli & Bosellini 1997) e la sua età è compresa tra il Calloviano p.p. e il Valanginiano p.p. (il limite inferiore non è esposto). Questa sequenza è costituita da cinque unità litostratigrafiche (formazioni con diverse associazioni di facies) (Fig.9), descritte qui di seguito dalla piattaforma interna verso il bacino. (1) FORMAZIONE DI SANNICANDRO. Questa unità affiora solo nella parte occidentale e centrale del Gargano e consiste di una spessa successione di parasequenze peritidali a scala metrica (1-5 m) interpretate come successioni di laguna e di piana tidale. Le principali litofacies sono date da mudstone-wackestone a peloidi con Alghe dasicladali, Ostracodi, Gasteropodi (Nerinea sp.) e packstone-grainstone oolitici e a peloidi. Strutture fenestrate (birdseyes) e lamine stromatolitiche associate a livelli di brecce intraformazionali a clasti piatti (flat-pebble breccia) sono frequenti al tetto dei singoli cicli. (2) FORMAZIONE DI MONTE SPIGNO. Questa unità affiora nella parte centrale del Gargano ed è costituita principalmente di grainstone oolitici e oncolitici. Le strutture sedimentarie sono date da laminazioni oblique da onda e corrente a piccola (ripples) e grande scala (dune) (Fig.10). Le associazioni di facies presenti suggeriscono un ambiente di alta energia, con barre sabbiose sommerse (shoals) e aree emerse (isole e spiagge). (3) CALCARI DI MONTE SACRO. Questa formazione affiora in un arcuata e stretta fascia che va da Mattinata fino a Monte d Elio, Fig. 9 Schema cronostratigrafico delle formazioni, sequenze di secondo ordine e systems tracts del Promontorio del Gargano (modificato da Bosellini et al. 1999). 1) facies di piattaforma interna; 2) facies di margine; 3) facies di scarpata e base-scarpata; 4) facies di bacino; 5) corpi di megabrecce; 6) lacune; 7) bauxiti. La scala temporale utilizzata é quella di Gradstein et al. (1995).

11 10 Il Promontorio del Gargano: cenni di geologia e itinerari geologici B A Fig. 10 Stratificazione obliqua a grande scala (A) in grainstone oolitici (B) della Formazione di Monte Spigno (Posta Manganaro, a nord di Manfredonia). con wackestone massivi ricchi in Ellipsactinia, Sphaeractinia, e Stromatoporoidi (Fig.11). Le associazioni di facies presenti in questa formazione racchiudono un ampio spettro di ambienti e sottoambienti deposizionali, dall area di scogliera fino al margine esterno (Morsilli & Bosellini 1997). La transizione laterale con la Formazione di Monte Spigno è rappresentata da una zona di sabbie bioclastiche e aree con insediamenti di Coralli coloniali (reef flat e patch reefs) (Unità di Coppa La Monaca, sensu Morsilli 1998). (4) FORMAZIONE DI RIPE ROSSE. Questa unità, denominata precedentemente Formazione di Casa Varfone (Bosellini & Morsilli 1994), è costituita da rudstone bioclastici, brecce a Stromatoporoidi, e da grainstone gradati interdigitati con mudstone-wackestone con selce. I clasti sono dati principalmente da frammenti di Ellipsactinia, Sphaeractinia, Stromatoporoidi e Coralli. I rapporti geometrici visibili direttamente sul terreno supportano l interpretazione che questa unità costituisca una successione di scarpata clinostratificata (da prossimale a distale) con angoli compresi tra e (Fig.12), connessa fisicamente ai Calcari di Monte Sacro. (5) MAIOLICA 1. Questa formazione è una delle unità bacinali del Giurassico superiore-cretaceo inferiore meglio conosciute dell intero Mediterraneo. Essa consiste di calcari micritici bianchi, in strati sottili, con liste e noduli di selce ricchi in Calpionellidi e Nannoconus. Piegamenti intraformazionali (slumpings), superfici di troncatura e dicchi sedimentari sono le caratteristiche più comuni e spettacolari di questa formazione (Fig.13). Fig. 11 Ellipsactinia sp. nei Calcari di Monte Sacro (Monte Sacro).

12 A. Bosellini & M. Morsilli 11 Fig. 12 Il fianco deposizionale della Piattaforma Apula nel Gargano, rappresentato dalla Formazione di Ripe Rosse (Giurassico superiore-cretaceo inferiore) (Lame di Milo, a nord di Mattinata). Fig. 13 Spettacolari piegamenti intraformazionali (slumpings) nei depositi bacinali della Maiolica (Baia delle Zagare).

13 12 Il Promontorio del Gargano: cenni di geologia e itinerari geologici Fig. 14 La scarpata massiccia del Giurassico Superiore-Berriasiano (a destra) della Piattaforma Apula (Formazione di Ripe Rosse) suturata in onlap dagli adiacenti depositi bacinali (a sinistra) del Valanginiano p.p.-hauteriviano inferiore (Maiolica 2). Il rapporto geometrico visibile é originario, senza disturbi tettonici. L affioramento si trova nei pressi della località Incoronata (Mattinata). LIMITE SUPERIORE DELLA SEQUENZA - Vicino al paese di Mattinata e tra Foresta Umbra e Coppa dei Tre Confini, la superficie clinostratificata della scarpata è ricoperta in onlap da una spessa successione di calcari micritici con selce (Maiolica 2). Questa particolare situazione stratigrafica e geometrica, direttamente osservabile sul terreno (Fig.14), è chiaramente inconforme e suggerisce l esistenza di una drowning unconformity (sensu Schlager 1989). L età della piattaforma e dei suoi coevi depositi di scarpata e bacinali (Calcari di Monte Sacro, Formazione di Ripe Rosse, Maiolica 1) é compresa tra il Giurassico superiore e il Valanginiano p.p., mentre l età dell adiacente successione in onlap (Maiolica 2) è del Valanginiano p.p.hauteriviano. Lungo la superficie di contatto non ci sono evidenze di impregnazione di minerali autigeni come fosfati, glauconite e croste ferro-manganesifere, comunemente ritrovate associate a superfici di annegamento in altre aree del dominio tetideo (Föllmi et al. 1994). Questa mancanza di mineralizzazioni può essere legata alla condizione di isolamento o di relativa distanza della Piattaforma Apula nel Gargano da aree continentali (Bosellini et al. 1999). Sequenza di Mattinata 1 Questa sequenza, compresa tra il Valanginiano p.p. e l Aptiano inferiore, è costituita principalmente da sedimenti di piattaforma interna e di scarpata-bacino (Fig.9). Facies di margine biocostruito (Rudiste, Ellipsactiniae e Stromatoporoidi), affiorano solo nei pressi di Monte degli Angeli (Fig.15). Il carattere progradante di questa sequenza è documentato dalla sovrapposizione di facies di scarpata (Formazione di Mattinata 1) al di sopra di facies bacinali (Maiolica 2). Quattro formazioni sono state distinte all interno di questa sequenza. (1) CALCARE DI SAN GIOVANNI ROTONDO 1. E una spessa successione ( m) di calcari di acque basse che può essere suddivisa in tre membri (Claps et al. 1996) (Fig.16). Il Membro 1 consiste di una successione monotona aciclica di mudstone-wackestone subtidali. Il Membro 2 è rappresentato da una spessa successione ciclica, con alternanze di strati subtidali e loferitici e livelli centimetrici di argille verdi, depositata in un contesto peritidale (Fig.17). Numerose impronte e piste di dinosauro sono state recentemente scoperte in questo membro (vedi Box 1.1). Il Membro 3 mostra una variabilità di facies che vanno dal subtidale al sopratidale, con calcareniti in strati sottili alla base delle parasequenze e stromatoliti domiformi nella parte alta delle unità peritidali (Fig.18).

14 A. Bosellini & M. Morsilli 13 A B Fig. 15 Alcuni biocostruttori del margine della piattaforma aptiano-albiana (Monte degli Angeli, ad ovest di Monte S. Angelo). A) Ellipsactinia, erosa e ricoperta da detriti bioclastici (Rudiste, Coralli, Spugne e Nerinea); B) Chetetidi. 7 Fig. 16 Colonna stratigrafica semplificata del Calcare di San Giovanni Rotondo (sezione tipo di Borgo Celano) (modificata da Claps et al. 1996). Una pista di dinosauro teropode é mostrata in foto (vedi Box 1.6).

15 14 Il Promontorio del Gargano: cenni di geologia e itinerari geologici Fig. 17 Vista panoramica della cava CO.L.MAR (a sud di Borgo Celano). L arrangiamento ciclico a scala metrica è la principale caratteristica di questa unità. (2) CALCARE DI MONTE DEGLI ANGELI 1. Questa unità rappresenta il margine biocostruito della piattaforma ed è formata da grainstone bioclastici, da boundstone a Stromatoporoidi e da rudstone a Coralli (Fig.15). Affiora solo a Monte degli Angeli (parte bassa), poco ad ovest di Monte S. Angelo (Fig.19). (3) FORMAZIONE DI MATTINATA 1. E una successione carbonatica di scarpata e base-scarpata, ricca di depositi gravitativi (calcitorbiditi, brecce), intercalati a calcari micritici con selce comunemente in slumps (Luciani & Cobianchi 1994, Cobianchi et al. 1997). La sezione tipo (Fig.20) è esposta vicino all abitato di Monte S. Angelo, lungo la strada della Val Carbonara-S. Giovanni Rotondo (Fig.19). (4) MAIOLICA 2. Presenta gli stessi caratteri litologici della Maiolica 1 descritta precedentemente. LIMITE SUPERIORE DELLA SEQUENZA - Questo limite è dato da un cambio abbastanza brusco nelle litofacies di scarpata e di bacino: entrambe le formazioni della Maiolica 2 e della Mattinata 1 sono ricoperte da una successione marnosa-argillosa chiamata Formazione degli Scisti a Fucoidi (Bosellini & Morsilli 1994, Cobianchi et al. 1997), di età compresa tra l Aptiano inferiore e l Albiano superiore (vedi la descrizione nella successiva sequenza). A Coppa di Pila, località poco a sud di Cagnano Varano (Fig.4), il transgressive systems tract della sequenza successiva (Sequenza di Mattinata 2) affiora sul margine della piattaforma. Pochi metri di calcari pelagici dell Aptiano inferiore, ricoprono in onlap Fig. 18 Stromatoliti domiformi nel Membro 2 del Calcare di San Giovanni Rotondo (Borgo Celano). dei mounds a Rudiste associati a grainstone oolitici di età berriasiana. Questi sedimenti pelagici sono a loro volta ricoperti da rudstone bioclastici ricchi in Orbitolinidi e grossi frammenti di Rudiste. Dal punto di vista stratigrafico e geometrico, questo limite di sequenza è chiaramente un evento di annegamento: il margine della piattaforma e il suo apron bioclastico (Formazione di Mattinata) retrocedono bruscamente di circa 5-10 km, suggerendo che la produzione di carbonato si interruppe in un tempo relativamente breve (Bosellini et al. 1999).

16 A. Bosellini & M. Morsilli 15 Fig. 19 Profilo geologico (ricostruito da foto panoramiche integrate a sezioni stratigrafiche) tra Monte degli Angeli e l abitato di Monte S. Angelo. Sono chiaramente visibili la paleoscarpata, la sua connessione con il margine della piattaforma (Monte degli Angeli) e il cuneo aptiano degli Scisti a Fucoidi che divide le due sequenze di Mattinata. 1) dolomie; 2) calcari di piattaforma; 3) successioni di scarpata; 4) Scisti a Fucoidi; 5) Formazione di Monte S. Angelo; 6) olistoliti e megabrecce (da Bosellini et al. 1999). Fig. 20 Sezione tipo della Formazione di Mattinata misurata lungo la strada visibile in Fig. 19 (da Luciani & Cobianchi 1994).

17 16 Il Promontorio del Gargano: cenni di geologia e itinerari geologici A B Fig. 21 (A) Tipico aspetto in affioramento degli Scisti a Fucoidi (piccolo scavo a sud di Vico del Gargano). (B) Particolare di un livello di black shales (Vieste). Sequenza di Mattinata 2 Questa sequenza, di età compresa tra l Aptiano inferiore e l Albiano superiore, è costituita prevalentemente da depositi di scarpata e di bacino (Fig.9). Sedimenti di acque basse sono rari e presenti solo a Monte degli Angeli e a Coppa di Pila, ed in piccola parte tra Rignano e Manfredonia (Fig.4). Questa sequenza, caratterizzata da un forte stile progradazionale nella parte superiore (Fig.19), è rappresentata dalle seguenti formazioni. (1) CALCARE DI SAN GIOVANNI ROTONDO 2. Questa unità, denominata precedentemente Calcari di Masseria Quadrone da Merla et al. (1969), sarebbe una successione di piattaforma interna di età Albiano-Cenomaniano? affiorante nella parte meridionale del Gargano. Le litofacies presenti sono date da strati spessi di mudstone-wackestone con intercalati packstone-grainstone a peloidi. Recentemente, Luperto Sinni (1996) descrive nella stessa area una sottile successione (circa 30 m) di mudstone-packstone con Orbitolinidi dell Albiano superiore, mentre la parte superiore consiste di calcari a Sellialveolina vialli di età Cenomaniano inferiore. (2) CALCARE DI MONTE DEGLI ANGELI 2. Questa unità rappresenta il margine dell Aptiano superiore e dell Albiano medio-superiore della Piattaforma Apula (Fig.19). Essa risulta attaccata alla sottostante unità di margine dell Hauteriviano- Aptiano inferiore, ma in alcuni casi, sono interposti 1-2 m di calcari pelagici. Le litofacies sono simili a quella della formazione sottostante (Calcare di Monte degli Angeli 1) con Spugne, Chaetetidi, Coralli e Rudiste (Fig.15), le quali rappresentano una tipica associazione di margine biocostruito. L età della parte affiorante è limitata all Aptiano superiore, mentre la parte albiana è documentata solo nei clasti di margine risedimentati all interno della Formazione di Mattinata 2. (3) FORMAZIONE DI MATTINATA 2. Questa è la stessa successione di scarpata base-scarpata della Formazione di Mattinata 1, descritta precedentemente, dalla quale viene separata da un cuneo di calcari pelagici (Scisti a Fucoidi) (Fig. 19, 20). La parte aptiano-albiana della Formazione di Mattinata, ricca in calcitorbiditi gradate e brecce, rappresenta l highstand systems tract della sequenza. Essa è fisicamente correlabile alle facies di margine della Formazione di Monte degli Angeli (Fig.19). (4) FORMAZIONE DEGLI SCISTI A FUCOIDI. Questa unità litostratigrafica, ricca in marne e black shales sedimentati durante eventi anossici (Cobianchi et al. 1997) (Fig.21), raggiunge uno spessore massimo di circa 120 m nel Gargano settentrionale (Morsilli 1994) (Fig.22) e ricopre entrambe le formazioni della Maiolica 2 e della Mattinata 1. Essa rappresenta un brusco cambio nella sedimentazione del bacino ed è associata ad una fase di stasi nell evoluzione della piattaforma. Nell area di Monte S. Angelo, gli Scisti a Fucoidi si chiudono a cuneo contro la scarpata (Fig.19) e risultano assenti sulla parte alta della piattaforma, dove sono presenti pochi metri di calcari pelagici o una superficie di inconformità. LIMITE SUPERIORE DELLA SEQUENZA - Questo limite è una estesa inconformità erosiva di estensione regionale. Sulla piattaforma, tale inconformità corrisponde al ben noto orizzonte carsico e bauxitico sviluppato attraverso l intera regione peri-adriatica (Crescenti & Vighi 1964, Accarie et al. 1989, D Argenio & Mindszenty 1991, Carannante et al. 1992, Mindszenty et al. 1995). Nelle aree di scarpata e basescarpata, le formazioni di Mattinata e degli Scisti a Fucoidi sono ricoperte da un enorme megabreccia; il limite è chiaramente erosivo e testimonia la presenza di una superficie di inconformità (Fig.23).

18 17 A. Bosellini & M. Morsilli Fig. 22 Colonna stratigrafica degli Scisti a Fucoidi misurata nei pressi di Ischitella (da Cobianchi et al. 1997). Fig. 23 (A) Il profondo contatto erosivo tra la Formazione di Monte S. Angelo e i sottostanti Scisti a Fucoidi. (B) Olistolite a scala metrica di calcari di piattaforma a rudiste (taglio lungo la superstrada garganica vicino Ischitella; la foto è stata scattata nel settembre 1993, l affioramento attualmente è parzialmente coperto da un muro di sostegno). B A

19 Il Promontorio del Gargano: cenni di geologia e itinerari geologici Sequenza di Monte S. Angelo 1 Questa sequenza (Albiano superiore-santoniano) (Bosellini et al. 1993b, Neri & Luciani 1994) consiste prevalentemente di facies di scarpata (Formazione di Monte S. Angelo e Formazione Monte Acuto 1) e di bacino (Scaglia 1) (Fig.9). Le facies di mare basso sono rappresentate da piccoli affioramenti nella parte occidentale e meridionale del promontorio. Quattro formazioni sono state distinte in questa sequenza. (1) CALCARE DI ALTAMURA. Questa unità, denominata precedentemente Calcari di Casa Lauriola (Merla et al. 1969), è costituita da carbonati subtidali e peritidali e affiora in due zone distinte, una vicino S. Giovanni Rotondo e l altra vicino Apricena. Essa ricopre in discordanza l orizzonte bauxitico medio-cretaceo (Merla et al. 1969). Nell area di S. Giovanni Rotondo questa formazione è data da mudstone-wackestone con intercalati marne verdi di età Turoniano superiore?-coniaciano p.p. (Luperto Sinni 1996), mentre nell area di Apricena, la successione affiorante è data da strati metrici di mudstone-wackestone con bouquet o accumuli di Rudiste intercalati a livelli stromatolitici di età Turoniano superiore-senoniano (Morsilli 1998). (2) FORMAZIONE DI MONTE S. ANGELO. Questa unità rappresenta la base della omonima sequenza nel contesto di scarpata e base-scarpata. Nell area tipo (area di Monte S. Angelo), essa è data da lenti di megabrecce con blocchi e clasti plurimetrici derivanti dallo smantellamento del margine del Cretaceo inferiore (Fig.24). Nell area di Ischitella-Vico (Gargano settentrionale), brecce e calcitorbiditi gradate sono intercalate a calcari pelagici (Fig.25). Lo spessore, variabile tra le due aree, può raggiungere i 200 m. Questa formazione, di età compresa tra l Albiano sommitale e il Cenomaniano (Neri & Luciani 1994), rappresenta l accumulo sedimentario al piede della scarpata derivante da estesi collassi del margine della piattaforma. (3) FORMAZIONE DI MONTE ACUTO 1. Questa formazione è data da associazioni di facies che si sono depositate in un contesto di scarpata, base-scarpata (Neri 1993, Neri & Luciani 1994). Le litofacies sono date da calcari micritici bianchi con selce alternati a calcitorbiditi bioclastiche grossolane (Fig.26), brecce e megabrecce con clasti sia di piattaforma che di scarpata-bacino. L intera Formazione di Monte Acuto (1 e 2) è stata divisa in cinque unità (Neri 1993) (Fig.27): (a) un intervallo basale pelagico condensato (Unità 1), che può essere interpretato come il transgressive systems tract (Fig.28); (b) due corpi di calcitorbiditi (Unità 2 e 4) A B Fig. 24 Gli strati massivi della Formazione di Monte S. Angelo ricoperti con un contatto netto (frecce) dalla Formazione di Monte Acuto (Gargano meridionale). A) vista panoramica; B) particolare.

20 A. Bosellini & M. Morsilli 19 Fig. 25 Sezioni stratigrafiche della Formazione di Monte S. Angelo e della Formazione di Monte Acuto 1, misurate nel Gargano settentrionale (area tra Vico, Rodi e Ischitella) (da Neri & Luciani 1994). Fig. 26 Calcitorbiditi bioclastiche (livelli rossastri) alternate a calcari micritici biancastri e farinosi della Formazione di Monte Acuto (strada interna Ischitella-Rodi Garganico). Fig. 27 Colonna stratigrafica semplificata della Formazione di Monte Acuto (da Bosellini et al. 1993b).

21 20 Il Promontorio del Gargano: cenni di geologia e itinerari geologici Fig. 28 L intervallo pelagico ( transgressive systems tract ) che ricopre la Formazione di Monte S. Angelo, ricoperto a sua volta da sedimenti gravitativi grossolani ( highstand systems tract ). Il contatto erosivo rappresenta la superficie di downlap del sistema deposizionale progradante della Formazione di Monte Acuto (strada Manfredonia-Monte S. Angelo). Fig. 29 L aspetto tipico della Scaglia in un altrettanto tipico scorcio del Gargano: il faraglione di Pizzomunno (Vieste).

22 A. Bosellini & M. Morsilli 21 (highstand systems tract), separati da una lingua di Scaglia (Unità 3) di circa 50 m di spessore di età Santoniano- Campaniano inferiore e (c) un intervallo pelagico al tetto della successione (Unità 5). Le associazioni di facies delle Unità 2 e 4 rappresentano un sistema di lobi deposizionali lateralmente coalescenti (Neri 1993). Solo le Unità 1 e 2 costituiscono la Formazione di Monte Acuto 1. (4) SCAGLIA 1. Questa unità è la controparte bacinale della sequenza ed è data da strati sottili di calcari micritici bianchi e farinosi con liste e noduli di selce (Fig.29). LIMITE SUPERIORE DELLA SEQUENZA - Anche se non esiste un controllo diretto su sezioni di piattaforma asportate dall erosione recente, noi consideriamo la lingua di Scaglia (Unità 3), come il possibile transgressive systems tract di una sequenza deposizionale più giovane, di età Santoniano-Daniano inferiore. Inoltre, questo limite di sequenza è stato riconosciuto anche in offshore attraverso i profili sismici a riflessione dove è visibile un onlap marino che probabilmente riflette un parziale annegamento della Piattaforma Apula (De Alteriis & Aiello 1993). Sequenza di Monte S. Angelo 2 Questa sequenza comprende solo facies di scarpata e di bacino (Fig.9) in cui sono state distinte due formazioni. (1) FORMAZIONE DI MONTE ACUTO 2. Questa formazione corrisponde alle Unità 3,4 e 5 definite da Neri (1993). L Unità 3, la lingua di Scaglia precedentemente descritta, è data da sedimenti pelagici con alcuni livelli di brecce e di calcitorbiditi che diventano più frequenti verso la scarpata prossimale. L Unità 4 è uno spesso corpo torbiditico, come l Unità 2. L ultima unità affiorante è data da sedimenti pelagici con alcune torbiditi fini databili al Daniano p.p. (Zona a M. trinidanensis) (Bosellini et al. 1993b). (2) SCAGLIA 2. Litologicamente questa successione è la stessa della Scaglia 1 e affiora estesamente lungo la parte nordorientale del Gargano. LIMITE SUPERIORE DELLA SEQUENZA - Le formazioni di Monte Acuto 2 e Scaglia 2 sono ricoperte dalla Megabreccia del Grottone e lateralmente dalle equivalenti calcitorbiditi della Formazione di Peschici (Bosellini et al. 1993a, 1993b) dell Eocene medio. Il contatto è profondamente erosionale e inconforme in tutte le aree di affioramento (Fig.9). Sequenza di Monte Saraceno La sequenza più giovane descritta in questa guida è data da una successione di m di spessore di età luteziana (Eocene medio) (Bosellini et al. 1993a, 1993b) (Fig.9). Questa sequenza è separata dal sottostante substrato del Cretaceo superiore e del Paleocene (Scaglia e Formazione di Monte Acuto) da una pronunciata inconformità (Fig.30) ed è costituita interamente da depositi di scarpata e base-scarpata. Essa è il risultato di un collasso del margine di una precedente piattaforma carbonatica dell Eocene inferiore e del suo basamento cretacico-paleocenico, seguito dall installazione e progradazione di una piattaforma a Nummuliti sopra gli adiacenti depositi bacinali (Fig.31). Fig. 30 Il contatto (in rosso) tra la Formazione di Peschici (P) e la sottostante Scaglia (S) marcatamente erosivo e con giacitura in onlap (frecce) (marine onlap). Falesia orientale del centro storico di Vieste.

23 22 Il Promontorio del Gargano: cenni di geologia e itinerari geologici Fig. 31 Rapporti stratigrafici interni alla sequenza deposizionale di Monte Saraceno (da Bosellini & Neri 1995). MA: Formazione di Monte Acuto; MbG: Megabreccia del Grottone; PR: Calcare di Punta Rossa; MS: Calcare di Monte Saraceno; C: facies a coralli. In conseguenza di questo contesto stratigrafico e sedimentologico, Bosellini et al. (1993a, 1993b, 1999) e Bosellini & Neri (1995) hanno introdotto una nuova e dettagliata nomenclatura stratigrafica dei terreni eocenici garganici. Le unità distinte sono le seguenti. (1) MEGABRECCIA DEL GROTTONE. Il lowstand systems tract basale della sequenza è dato da una megabreccia di m di spessore costituita da diversi corpi canalizzati e separati da superfici di amalgamazione. Questa unità registra una serie di eventi gravitativi catastrofici il cui risultato é stato lo smantellamento della piattaforma dell Eocene inferiore e del Cretaceo superiore. A

24 23 A. Bosellini & M. Morsilli Fig. 33 La falesia di Punta Rossa è costituita da calcari pelagici e calcitorbiditi fini dell Eocene medio (Formazione di Punta Rossa), sottilmente stratificati e caratterizzati da numerose superfici di troncatura e discordanza interna (slump scars) (vedi anche Fig. 31). B Fig. 32 La Formazione di Peschici, rappresentata da brecce gradate e torbiditi nummulitiche, alternate a calcari farinosi emipelagici (falesia del centro storico di Vieste). A) vista panoramica (a lato); B) particolare (sopra). (2) FORMAZIONE DI PESCHICI. Questa è una spessa successione (350 m) di brecce gradate e calcitorbiditi (Fig.32), alternate a calcari pelagici farinosi che ricoprono in onlap (onlap marino) un enorme nicchia della sottostante Scaglia (Fig.8; Fig.30), che risulta profondamente erosa in alcuni casi fino al Turoniano superiore (Bosellini et al. 1993b, 1999). L enorme lacuna stratigrafica presente è stata riconosciuta anche nell offshore adriatico (De Alteriis & Aiello 1993). Questa formazione è presente solo nella parte costiera nord-orientale del Gargano (Fig.8) (3) CALCARE DI PUNTA ROSSA. Quest unità rappresenta le facies (prossimali) bacinali eoceniche, ed è data da strati sottili di calcari micritici farinosi con intercalati strati di calcitorbiditi. Nella falesia di Monte Saraceno (Punta Rossa) sono frequenti le superfici di troncatura e di discordanza interne (slump scars) (Fig.33). (4) CALCARE DI MONTE SARACENO. Questa é l unità più alta della sequenza in esame ed è costituita da strati spessi e banchi di calcareniti grossolane e rudstone clinostratificati, costituiti quasi interamente da Nummulites e Dyscociclinidae. Nella parte sommitale di Monte Saraceno, dopo una superficie di esposizione (Adams et al. 2000), si hanno dei floatstone e boundstone ricchi di Coralli ramiformi con matrice bioclastica. La facies a Coralli, interpretata come un lowstand reef, rappresenta l unica testimonianza di sedimenti di mare basso della sequenza eocenica (Bosellini et al. 1999).

25 24 Il Promontorio del Gargano: cenni di geologia e itinerari geologici Fig. 34 Distribuzione areale delle principali facies garganiche durante il Giurassico superiore e il Cretaceo inferiore. 1) Facies di piattaforma interna; 2) facies di margine interno (oolitic shoals); 3) facies di margine esterno; 4) facies di scarpata e bacino; 5) faglia di importanza regionale (Faglia di Mattinata) (modificato da Morsilli & Bosellini 1997). EVOLUZIONE DEL MARGINE DELLA PIAT- TAFORMA APULA NEL GARGANO (Giurassico Superiore Eocene Medio) Verso la fine del Giurassico e durante il Cretaceo inferiore (Berriasiano-Valanginiano p.p.), il bordo della Piattaforma Apula (Fig.34) fu colonizzato da organismi costruttori quali Spugne (Ellipsactiniae, Stromatoporoidi), Coralli e Rudiste. La continuità del margine biocostruito (Monte Sacro, Monte d Elio) era interrotta in alcune aree da canali e da barre sabbiose (oolitiche e bioclastiche) in parte emerse (piccole isole con spiagge), che erano presenti anche in una larga area della zona di retroscogliera (Coppa Ferrata, Monte Spigno, Coppa Guardiola, Masseria Monticelli ecc.). L area di piattaforma interna (S. Giovanni Rotondo, Sannicandro) era invece caratterizzata da un tipico ambiente peritidale. La zona di margine esterno passava gradualmente attraverso un pendio deposizionale ai depositi pelagici del Bacino Ionico (Morsilli & Bosellini 1997, Morsilli 1998). Il profilo deposizionale del margine garganico è tipico delle piattaforme tetidee del Giurassico-Cretaceo inferiore, con angoli di scarpata nell ordine dei Come visibile in alcuni profili sismici in Adriatico (De Dominicis & Mazzoldi 1989, Colantoni et al. 1990, De Alteriis & Aiello 1993) (Fig.3), sembra abbastanza ragionevole ipotizzare geometrie deposizionali simili per una larga parte del margine orientale della Piattaforma Apula durante il Giurassico superiore e il Cretaceo inferiore. Nel Gargano, la superficie inclinata del pendio deposizionale è ricoperta in onlap (Fig.35) da una spessa successione di calcari pelagici con selce (Maiolica 2). Le relazioni geometriche e stratigrafiche direttamente visibili in campagna (Fig.14) sono chiaramente inconformi e suggeriscono la presenza di una tipica drowning unconformity (Bosellini e Morsilli 1997, Bracco Gartner et al. 2001). Dopo un periodo di normale produzione ed evoluzione (Valanginiano p.p.-aptiano p.p.), il margine e

26 A. Bosellini & M. Morsilli 25 Fig. 35 Vista panoramica dell area di Mattinata Monte Sacro, in cui è visibile la scarpata massiva della Piattaforma Apula (a sinistra) letteralmente sepolta (sequenza di annegamento) dai sedimenti bacinali della Maiolica 2 (a destra). l adiacente scarpata della Piattaforma Apula, furono improvvisamente inattivati durante l Aptiano inferiore (Bosellini et al. 1999, Cobianchi et al. 1997). Questo evento coincide con un cambio relativamente brusco della sedimentazione di mare aperto: i bianchi calcari micritici e selciferi ricchi in Coccoliti della Maiolica 2 sono sostituiti dai sedimenti marnosi e argillosi degli Scisti a Fucoidi. L inizio della deposizione degli Scisti a Fucoidi, così ricchi in marne e con episodici livelli argillosi scuri ricchi di sostanza organica (black shales) (Cobianchi et al. 1997, 1999), fu un evento chiaramente slegato dalla dinamica sedimentaria della Piattaforma Apula. Unità stratigrafiche dell Aptiano-Albiano, equivalenti agli Scisti a Fucoidi garganici, sono ben conosciute dalle Alpi meridionali fino agli Appennini e in larga parte dell area mediterranea. Gli eventi anossici cretacei, documentati dai livelli di black shales, avvennero a scala globale, legati a condizioni climatiche e oceanografiche mondiali (Schlanger & Jenkyns 1976, Jenkyns 1980). Verso la fine dell Albiano e durante il Cenomaniano, una serie di abbassamenti relativi del livello marino esposero ripetutamente in condizioni subaeree le piattaforme carbonatiche dell Appennino meridionale e dell Avampaese Apulo, dalla Montagna della Maiella (Accarie et al. 1989, Eberli et al. 1993), al Lazio e alla Campania (D Argenio 1967, Crescenti & Vighi 1970, D Argenio et al. 1987, Carannante et al. 1992, Ruberti 1993), al Gargano e alle Murge (Crescenti & Vighi 1964, Mindszenty et al. 1995). Le lacune stratigrafiche associate a questi eventi, documentate inoltre dai ben noti depositi bauxitici (D Argenio & Mindszenty 1991, 1992), sono comprese tra l Albiano p.p. e il Turoniano inferiore p.p.. Nel Gargano, estesi crolli del margine e la conseguente deposizione di ingenti accumuli di megabrecce lungo la scarpata e il piede della scarpata, furono coevi con la generale emersione e incarsimento delle piattaforme carbonatiche dell Appennino meridionale e di altre piattaforme intorno al mondo (Grötsch et al. 1993). Tuttavia, secondo Crescenti & Vighi (1964), il periodo di emersione e sviluppo delle bauxiti in Gargano sarebbe confinato al Cenomaniano superiore-turoniano p.p. (vedi discussione in Bosellini et al. 1999, pp ). Noi crediamo che i meccanismi di innesco dei collassi del margine garganico possano essere legati a forti scosse sismiche associate all incipiente sollevamento della Piattaforma Apula (migrazione dello stress intraplacca secondo Mindszenty et al. 1995), che culminò nella sua generale emersione durante l intervallo Cenomaniano- Turoniano. Le evidenze di terreno e le relazioni stratigrafiche fisiche dimostrano che l originale continuità del margine deposizionale è interrotta da due indentazioni a grande scala (Fig.36): la prima a sud, tra Manfredonia e Monte S. Angelo, la seconda nell area del Lago di Varano. In base ai profili sismici (Fig.3) e all andamento planimetrico del margine della Piattaforma Apula in offshore, è molto probabile che l intero margine sia stato interessato da numerose indentazioni (scallop features) (Fig.37), come recentemente documentato in affioramento anche lungo il margine della piattaforma Apula affiorante nella Maiella (Morsilli et al. 2000, in stampa).

27 26 Il Promontorio del Gargano: cenni di geologia e itinerari geologici Fig. 36 Le due principali indentazioni (scallops) del margine della Piattaforma Apula riconosciute nel Promontorio del Gargano. Fig. 37 Ricostruzione dell andamento del margine orientale della Piattaforma Apula in affioramento e in offshore con l ubicazione delle principali indentazioni interpretate. Dal Turoniano fino al Paleocene (Eocene inferiore?), il margine della piattaforma fu riattivato e le profonde incisioni legate ai collassi furono suturate e colmate dalla continua esportazione di sedimenti bioclastici (Formazione di Monte Acuto). Infine, durante l Eocene, un nuovo catastro- fico crollo interessò porzioni litificate del margine del Cretaceo Superiore e del Paleocene. Una megabreccia basale (Megabreccia del Grottone) e successivamente torbiditi bioclastiche (Formazione di Peschici) si depositarono in alcune aree del Gargano e delle Isole Tremiti.

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29 Itinerario 1 Il primo itinerario è dedicato ad un transetto lungo il margine deposizionale della Piattaforma Apula, dalle unità di bacino fino a quelle di piattaforma interna (Fig.34). Partendo dai sedimenti bacinali e di base scarpata del Cretaceo e dell Eocene (Maiolica, Scaglia e Formazione di Peschici), affioranti nella parte orientale del Gargano (Stops 1.1, 1.2), si raggiunge, vicino a Mattinata, il fianco della piattaforma (Formazione di Ripe Rosse) ricoperta in onlap (drowning unconformity) dai calcari selciferi della Maiolica (Stop 1.3). Nel Box 1.1, in collaborazione con alcuni ricercatori della Vrije Universiteit di Amsterdam, viene descritto un modello sismico sintetico di affioramento lungo la zona di transizione della Piattaforma Apula, che è stato comparato con le sezioni sismiche reali disponibili in offshore. Risalendo il pendio deposizionale si può visitare il margine massiccio della piattaforma, ricco di Ellipsactiniae e Coralli (Formazione di Monte Sacro) (Stop 1.4), la zona di retroscogliera, data da sabbie bioclastiche e da piccoli corpi biocostruiti a Coralli e le calcareniti oolitiche (Formazione di Monte Spigno) (Stop 1.5). Infine, nella parte sud-occidentale del Gargano, si possono osservare le spettacolari successioni peritidali di piattaforma interna (Stop 1.6), dove recentemente sono state scoperte dal nostro gruppo di ricerca numerose impronte di dinosauri (vedi Box 1.2). 28

30 Fig Uno dei più tipici affioramenti della Maiolica (Cretaceo inferiore). In foto sono visibili due livelli interessati da pieghe sinsedimentarie (slumpings) divisi da un intervallo indisturbato. Strada costiera Vieste-Mattinata, nei pressi di Baia delle Zagare. STOP 1.1 La Formazione di Peschici (Eocene medio) e il contatto basale (marine onlap) con la sottostante Scaglia. Stop 1A - Lungo la falesia sud-orientale di Vieste (vicino al faraglione di Pizzomunno), è esposto in modo spettacolare il contatto erosivo tra i calcari micritici farinosi con selce della Scaglia e i sovrastanti risedimenti carbonatici in onlap (onlap marino) della Formazione di Peschici (vedi figure 29, 30). Lungo questo tratto la Scaglia, al di sotto del contatto, è stata datata al Turoniano superiore-coniaciano inferiore (Zona a Marginotruncana sigali), mentre la Formazione di Peschici appartiene al Luteziano, sulla base sia delle Nummuliti risedimentate trovate nelle torbiditi bioclastiche sia dei Foraminiferi planctonici presenti nei calcari micritici pelagici (Zona a Turborotalia possagnoensis) (Bosellini et al 1993). Stop 1B - La Formazione di Peschici lungo la falesia della vecchia Vieste (vedi Fig. 32) è costituita da un alternanza di calcitorbiditi bioclastiche (ricche di Nummuliti) e di calcari pelagici. Vicino alla chiesa di S. Francesco sono ben visibili i cicli a scala metrica con calcitorbiditi e brecce con grosse Nummuliti, alternate a calcari micritici bianchi e farinosi. Nella parte più alta della successione (vicino al trabucco) sono visibili dei calcari fortemente bioturbati con tracce di gallerie di organismi fossatori. STOP 1.2 La rocce bacinali del Cretaceo inferiore (Maiolica) e le sue caratteristiche strutture. I tipici depositi bacinali della Piattaforma Apula sono rappresentati dal ben nota formazione della Maiolica. Essa è costituita da calcari micritici bianchi, in strati sottili con liste e noduli di selce. In questi calcari bianchi sono abbondanti i microfossili quali Calpionellidi e Nannoconus. Nel Gargano questa unità è interessata da vari tipi di deformazione sinsedimentaria. Numerosi piegamenti intraformazionali (slumps) e dicchi sedimentari sono esposti in maniera spettacolare sia lungo le falesie tra Vieste e Mattinata sia lungo la strada costiera orientale. Uno dei più tipici affioramenti (anche il più fotografato) affiora vicino a Baia delle Zagare (Fig.1.2.1). STOP 1.3 Il pendio deposizionale della Piattaforma Apula La scarpata della Piattaforma Apula (Giurassico superiore-cretaceo inferiore), ricoperta in onlap dai sedimenti del Cretaceo inferiore della Maiolica (drowning unconformity), affiora con buone esposizioni nei pressi dell abitato di Mattinata (vedi Fig. 35 e Box 1.1). 29

31 Secondo Bosellini & Morsilli (1997), l età del fianco della piattaforma (Formazione di Ripe Rosse) risulta compresa tra il Portlandiano e il Valanginiano p.p., mentre l adiacente successione pelagica che giace in onlap (Maiolica) è del Valanginiano p.p.-hauteriviano. Lungo il contatto non sono state trovate evidenze di impregnazione di minerali autigeni quali fosfati, glauconite e croste di Fe-Mn, comunemente associati a superfici di annegamento in altre aree del dominio tetideo (Föllmi et al. 1994). L intervallo della Maiolica prossimo alla superficie di inconformità contiene numerosi strati di vario spessore costituiti interamente da gusci di Brachiopodi (Fig ). Secondo Posenato & Morsilli (1999), questi Brachiopodi vivevano al di sotto della zona fotica ed erano legati alla presenza di batteri chemioautotrofici. Questo potrebbe confermare la proposta fatta da Campbell & Bottjer (1995) di considerare le Peregrinelle come membri di associazioni fossili di cold-seep. La massiccia presenza di Peregrinella nell area di Mattinata potrebbe essere legata alla esistenza di venute metanifere (?) risalenti da profonde fratture o faglie che interessavano il fianco della piattaforma durante il Cretaceo inferiore. STOP 1.4 Il margine esterno della Piattaforma Apula I Calcari di Monte Sacro con le loro tipiche litofacies possono essere esaminati in questo stop. Questa unità rappresenta la parte profonda (10-30 m?) del margine della piattaforma ed è costituita da wackestone ricchi di Ellipsactiniae (vedi Fig. 11) e Stromatoporoidi. Il passaggio laterale con la Formazione di Monte Spigno è dato da una fascia più o meno ampia di calcareniti bioclastiche con locali aree a Coralli in posizione di vita. Il Prof. A. Russo (Università di Modena) ha identificato le seguenti specie: Apocladophillia koniakensis (Ogilve, 1897) Apocladophillia nowaki (Morycowa & Roniewicz, 1990) Axosmilia marcou (Etallon, 1859) Calamophylliopsis stokesi (M.Edwards & Haime, 1851) Placophyllia rugosa (Becker, 1875) Pseudocoenia hexaphyllia (d Orbigny, 1850) Pseudocoenia sp.cfr. radisensis (d Orbigny, 1850) Stylosmilia corallina (Koby, 1881) Thamnasteria lobata (Goldfuss, 1826) Thecosmilia minuta (Koby, 1884) Thecosmilia sp. Bauneia capri (de Angelis d Ossat, 1905) Bauneia deangelis (Zuffardi Comerci, 1926) Ptychochaetetes krimholzi (Yavorsky, 1947) Tutte le specie di Coralli rinvenute appartengono ad un limitato intervallo stratigrafico del Giurassico superiore (Oxfordiano superiore-kimmeridgiano). Dal punto di vista paleoecologico, questi Coralli non erano parte di una barriera continua, ma costituivano piccoli rilievi isolati (patch-reefs) separati da aree con sabbie bioclastiche. STOP 1.5 Il margine interno della Piattaforma Apula Il margine interno della Piattaforma Apula è rappresentato prevalentemente da grainstone oolitici della Formazione di Monte Spigno, che formavano delle estese barre sabbiose sommerse (shoals) a poca profondità (1-10 m) o piccole isole. Le sabbie di questa vasta area migravano continuamente ad opera delle tempeste e delle correnti di marea, come dimostrano alcune strutture sedimentarie a varia scala (dai ripples fino alle dune) visibili al suo interno (Fig ). Fig Livello costituito interamente da gusci di Brachiopodi (Peregrinella garganica) ritrovato in località Incoronata (Mattinata). 30

32 Fig Calcari oolitici della Formazione di Monte Spigno con tipiche laminazioni oblique a lisca di pesce (herringbone crosslamination) prodotte da correnti di marea. STOP 1.6 Le facies interne della Piattaforma Apula La piattaforma interna, affiorante nella parte occidentale del Gargano, é rappresentata da una spessa successione di facies peritidali (Formazione di Sannicandro, Calcare di San Giovanni Rotondo). Una spettacolare successione ciclica è esposta nella cava CO.L.MAR., poco a sud di Borgo Celano (Fig ). Qui i cicli ad alta frequenza del Membro 2 del Calcare di S. Giovanni Rotondo sono composti da sequenze shallowing-upward a scala metrica, frequentemente culminanti con sottili livelli di argille verdastri o con litofacies sopratidali (stromatoliti, brecce a clasti piatti). In alcuni casi il tetto dei cicli è dato da vere e proprie superfici di esposizione con impronte di dinosauro (vedi Box 1.2). Questi cicli sono a loro volta raggruppabili in set di parasequenze di ordine maggiore. Fig Cicli peritidali nella successione di piattaforma interna del Calcare di San Giovanni Rotondo, esposti in modo spettacolare nella cava CO.L.MAR a sud di Borgo Celano (vedi anche Fig. 17). 31

33 Box 1.1 Figura 1 - Vista panoramica dell area di Lame di Milo e Ripe Rosse (a nord di Mattinata) con l ubicazione delle sezioni stratigrafiche misurate. In rosso è marcata una faglia normale che ribassa la parte a sinistra nella foto. Modello sismico sintetico della transizione scarpata-bacino del Cretaceo inferiore. GUIDO BRACCO GARTNER *, MICHELE MORSILLI, WOLFGANG SCHLAGER* & ALFONSO BOSELLINI *Vrije Universiteit, Amsterdam E stato ricostruito un modello sismico sintetico dell area di transizione scarpata-bacino del Cretaceo inferiore (Berriasiano-Valanginiano p.p.) della Piattaforma Apula affiorante in Gargano, successivamente comparato con una sezione sismica reale dell offshore adriatico (Bracco Gartner et al. 2001). E stato scelto il Gargano per la modellizzazione di affioramento in quanto rappresenta l unica area dove la transizione scarpata-bacino è osservabile direttamente sul terreno e, quindi, permette la comparazione con le successioni stratigrafiche analoghe sepolte in Adriatico. Modello litologico Il modello litologico di due aree di affioramento adiacenti è stato costruito attraverso l uso di fotomosaici e di sezioni stratigrafiche (Fig. 1). La correlazione tra le due aree, divise da una faglia normale, è stata effettuata mediante l utilizzo di dati litostratigrafici e biostratigrafici e di livelli guida. In questo modo è stato possibile costruire un unico modello litologico con dimensioni comparabili alle sezioni sismiche (Fig. 2). In generale, il modello litologico mostra una leggera retrogradazione, data dalla progressiva sostitu- Figura 2 - Modello litologico ricostruito dalle sezioni stratigrafiche misurate (A-E). La linea tratteggiata marca il piede della scarpata dove esiste un cambio deposizionale. Il tetto della sezione B corrisponde all inizio della sedimentazione pelagica priva di risedimenti. La scala delle distanze e delle altezze è la stessa. 32

34 zione delle facies di scarpata (Formazione di Ripe Rosse), con le facies bacinali (Maiolica). Lateralmente, nella zona di transizione tra scarpata e bacino, il modello mostra un estesa interdigitazione tra le facies ricche in calcitorbiditi e brecce (a sinistra) e le facies pelagiche (a destra). Al tetto della sezione B affiora un intervallo emipelagico di circa 30 m privo completamente di risedimenti (visibile in Fig. 1 al centro della foto, poco al di sotto della faglia). Questa particolare situazione, unitamente ai dati stratigrafici disponibili (Morsilli 1998), viene interpretata come il prodotto dell evento di annegamento valanginiano, riconosciuto recentemente da Bosellini & Morsilli (1997). Modello sismico Usando delle routines di incidenza verticale e di differenze finite per la convoluzione sismica, abbiamo prodotto vari riquadri del modello di impedenza acustica. La figura 3 mostra tre versioni del modello sismico sintetico e una di quello equivalente reale di offshore. Utilizzando un filtro a bassa frequenza di 8-70 Hz, il modello di incidenza verticale mostra due riflessioni positive inclinate, entrambi aventi un piccolo spostamento verticale a circa 50 ms (Fig. 3A). Il riquadro ad alta frequenza ( Hz, Fig. 3B) inizia a rilevare il pattern di interdigitazione nella parte medio-superiore del modello, a destra della traccia 13, attraverso riflessioni ad en-echelon (cf. Schlager et al. 1991). Il riquadro delle differenze finite (Fig. 3C) mostra all incirca lo stesso pattern di riflettori inclinati come in figura 3A. Nei riquadri, i tre riflettori chiave sono stati marcati con numeri romani. La prima riflessione (I) mostra un gradino verso il basso dopo la traccia 15 nei due modelli di incidenza verticale, mentre il modello di differenze finite mostra un passaggio di fase lungo la stessa linea. Una riflessione comparabile nei dati reali, alquanto continua, mostra un piccolo gradino solo tra le tracce 20 e 21. Alle spalle di questo gradino tutti i modelli hanno in comune la riflessione I che risulta continua e con un angolo elevato. Per la riflessione II, il riquadro delle differenze finite mostra la maggiore similitudine con i dati reali. Noi interpretiamo questa riflessione come un immagine imperfetta di un onlap, legato alla drowning unconformity valanginiana. Figura 3 - Comparazione tra le sezioni sismiche sintetiche di affioramento con una sezione sismica reale proveniente dal Mar Adriatico. a) Modello sintetico della riflettività incidente verticale (8-70 Hz). I punti di correlazione con il modello litologico di Fig. 2 sono dati dalla riflessione più alta (traccia 1-14) che rappresenta il limite tra la breccia massiva e i calcari pelagici, dal gradino presente nella traccia 15 che è l inizio della chiusura a cuneo della breccia verso il bacino, e dai riflettori sottostanti che rappresentano la stratificazione tra le tracce L esatta posizione dell ampiezza è determinata dall interferenza. b) E il risultato di un filtro ad alta frequenza ( Hz). Le deboli riflessioni al di sopra del riflettore principale sono dei for-runners, non associati al reale contrasto di impedenza. c) Modello delle differenze di riflettività finite. d) Ingrandimento della sezione sismica reale corrispondente agli intervalli stratigrafici esaminati in Gargano. Le frecce in c e d marcano le riflessioni associate ad un rapporto di onlap. TWT = Two way travel time in secondi. 33

35 Box 1.2 Impronte di dinosauri nel Gargano PIERO GIANOLLA, MICHELE MORSILLI & ALFONSO BOSELLINI Numerose impronte di dinosauri sono state recentemente scoperte (Giugno 2000) dagli scriventi in una cava nei pressi di Borgo Celano nel Promontorio del Gargano. Le impronte ritrovate, impresse nei carbonati peritidali del Calcare di San Giovanni Rotondo (Fig ), sono prevalentemente dei calchi naturali (controimpronte). Esse sono presenti nella parte inferiore del Membro 2 di questa unità stratigrafica (vedi Fig. 16), dove la presenza di Campanellula capuensis permette di datare quest intervallo all Hauteriviano superiore-barremiano inferiore (Claps et al. 1996) (Cretaceo inferiore). Fino ad ora circa sessanta impronte sono state ritrovate in tre distinti livelli. Il primo livello (Fig. 1) è composto principalmente da wackestone-packstone a peloidi con un sottile livello (circa 2 mm) di argille verdi in cui è stato impresso il passaggio di questi enormi rettili. Questa litofacies, giace su uno strato di circa 40 cm estremamente Figura 2 Controimpronta ben definita di dinosauro tridattilo ritrovata nel Livello 2. Nella foto è visibile l originale litologia (argilla verdastra) dove è stata impressa l impronta. bioturbato con gallerie (burrows) riempite da argille verdi e rosa. Altre controimpronte sono presenti alla base di un secondo livello di circa 1 m, costituito interamente da laminiti criptoalgali (stromatoliti) in alcuni punti con strutture domiformi, che giace su un livello centimetrico di argille verdi (Fig. 2). Il terzo livello, dove sono presenti solo impronte reali (Fig. 3), è composto principalmente da wackestone bioturbati con caratteri di emersione al tetto (film di ossidazione e localmente black-pebbles). Gli studi preliminari effettuati sulle singole impronte e sulle brevi piste (Fig. 4) testimoniano la presenza di dinosauri bipedi di taglia da media a grande, con lunghezza del piede variabile da 15 a 40 cm. Alcune delle impronte tridattili possono essere attribuite al gruppo dei Teropodi (Fig. 5), altre potrebbero appartenere a grossi Iguanodonti (Fig. 6). La presenza di dinosauri sulla Piattaforma carbonatica Apula già durante il Cretaceo inferiore suggerisce che una considerevole porzione della stessa fosse emersa in modo da sostenere questa popolazione con sufficiente cibo e acqua dolce. La Piattaforma Apula e l associato Blocco Adriatico sono stati considerati fin dall inizio di questo secolo come una protuberanza o promontorio del continente africano (Adria). Ma tutte le più recenti ricostruzioni paleotettoniche Figura 1 Caratteri sedimentologici del Livello 1 in un blocco lucidato. Le impronte di dinosauri sono state trovate nel sottile livello argilloso marcato dalla freccia. Figura 3 Impronta reale impressa probabilmente da un dinosauro sauropode nel Livello 3. 34

36 Figura 4 Blocco con una pista di dinosauro Teropode e alcune controimpronte (A. Bosellini come scala). Nel riquadro, dettaglio di una controimpronta. considerano la placca Apula come un microcontinente indipendente, separato dall Africa da un bacino profondo (Masse et al. 1993). Tuttavia la presenza di un associazione a dinosauri continentali (con grandi Sauropodi e Teropodi come quelli presenti nel Cretaceo del Nord America e dell Africa) ritrovata nella Piattaforma carbonatica Adriatico-Dinarica (Italia NE, Slovenia e Croazia) (Dalla Vecchia 1998), suggerisce una connessione con l Africa durante l Hauteriviano-Barremiano. Il distacco dell Adria dall Africa e l individuazione della microplacca Apula potrebbe essere più recente, seguita dallo sviluppo di una fauna insulare nel Cretaceo superiore. Allo stato attuale, evidenze di questo tipo di faune sembrano essere presenti durante la parte terminale del Cretaceo nella Piattaforma Apula (sito di Altamura, Murge). In ogni caso, la scoperta di impronte di dinosauri del Cretaceo inferiore nella Piattaforma Apula apre un nuovo e importante capitolo nelle ricostruzioni paleogeografiche della Tetide meridionale. Figura 5 Grossa controimpronta di un Teropode (circa 40 cm). Figura 6 Controimpronta di un possibile Iguanodonte. 35

37 Figura 7 Altre controimpronte e piste di dinosauri trovate nell area di Borgo Celano. 36

38 Itinerario 2 Mentre nell itinerario n 1 è stato mostrato il margine deposizionale della Piattaforma Apula, in questo secondo itinerario viene mostrato la parte di margine della piattaforma interessato da una profonda incisione a forma di anfiteatro (scalloped margin), causata da estesi collassi gravitativi. In particolare sarà esaminato il brusco contatto esistente tra i depositi di piattaforma del Cretaceo inferiore, appartenenti alla Formazione di Monte Spigno, e i depositi gravitativi della Formazione di Monte S. Angelo (Stops 2.1, 2.2), come anche le principali caratteristiche stratigrafiche e sedimentologiche della Formazione di Monte S. Angelo e della sovrastante Formazione di Monte Acuto (Stops 2.4, 2.5, 2.6). La panoramica dello Stop 2.3 mostra una transizione piattaforma-bacino quasi completa, che interessa l intera Sequenza di Mattinata (1 e 2), ricoperta a sua volta dalla Formazione di Monte S. Angelo in prossimità dell omonimo abitato. Infine, negli Stops 2.7 e 2.8, saranno mostrati i prodotti sedimentari del collasso eocenico (Megabreccia del Grottone) e la seguente ripresa della produttività carbonatica con l esportazione di sedimento lungo la scarpata (Calcare di Monte Saraceno) e, infine, la transizione al bacino (Calcare di Punta Rossa). STOP 2.1 Vista panoramica del margine scucchiaiato Le relazioni stratigrafiche a grande scala del margine indentato o scucchiaiato (scalloped) possono essere osservate in questo stop panoramico dalla strada Manfredonia-Belvedere di Ruggiano. La parete massiccia della Formazione di Monte S. Angelo (a destra) giace in adiacenza ai depositi di piattaforma berriasiani (Formazione di Monte Spigno) (a sinistra) (Fig ). Fig Relazioni laterali tra la Formazione di Monte Spigno e la Formazione di Monte S. Angelo. Come meglio apprezzabile in Fig , la superficie inconforme che separa le due unità non coincide con nessuna delle faglie presenti nell area; essa invece è una complessa superficie erosiva suturata in onlap dalle megabrecce della Formazione di Monte S. Angelo e nella parte superiore dalla Formazione di Monte Acuto (Membro di San Salvatore). MSF, Formazione di Monte Spigno; MSA, Formazione di Monte S. Angelo; SS, Membro di San Salvatore; f, faglie principali; a-a, traccia della sezione stratigrafica di Fig

39 SS MSF MSA Fig Il contatto erosivo inconforme tra i sedimenti di mare basso della Formazione di Monte Spigno (MSF) e le successioni bacinali costituite di megabrecce e calcitorbiditi (Formazione di Monte S. Angelo, MSA e di Monte Acuto, SS). f, indica la zona di taglio data da faglie prevalentemente trascorrenti presenti nella gola ad ovest del contatto (da Bosellini et al. 1993b). Il contatto inconforme che separa le due unità stratigrafiche è una superficie erosiva complessa (Fig ), ricoperta in onlap dalle megabrecce della Formazione di Monte S. Angelo e nella parte superiore dai depositi bioclastici della Formazione di Monte Acuto (Membro di San Salvatore). Questo contatto viene considerato come una paleofaglia da diversi autori quali Masse & Borgomano (1987), Masse & Luperto Sinni (1989) e Graziano (2000). Tuttavia, rilevamenti geologici di dettaglio di quest area mostrano come il contatto abbia un andamento curvilineo (Fig ) (vedi Fig. 36), comparabile con le grandi indentazioni (scallops) che interessano numerose piattaforme carbonatiche recenti, formate da estesi collassi gravitativi, i cui prodotti sedimentari sono gli enormi volumi di megabrecce deposti nell adiacente bacino (Mullins et al. 1986, Hine et al. 1992, ecc.). Le diverse faglie che attraversano quest area (Fig ) dislocano orizzontalmente il contatto e sono quindi più recenti della superficie stessa e non legati alla messa in posto della megabreccia. 38

40 AP Questo stop comprende osservazioni di dettaglio delle caratteristiche sedimentologiche della Formazione di Monte S. Angelo, affiorante lungo i tagli stradali. Lo spessore di questo corpo di megabrecce è stimabile in circa 200 m. In figura è possibile osservare l organizzazione interna di questa unità stratigrafica dell Albiano superiore-cenomaniano che giace direttamente sui depositi di piattaforma del Cretaceo basale. I depositi di piattaforma, appartenenti alla Formazione di Monte Spigno, sono costituiti da grainstone-packstone oolitici, oncolitici e bioclastici, datati al Berriasiano sulla base dei Foraminiferi bentonici e delle alghe calcaree. Questi carbonati di mare basso sono ricoperti in discordanza da depositi gravitativi costituiti da un alternanza di megabrecce e calcareniti grossolane riferibili alla Formazione di Monte S. Angelo; clasti e blocchi dell intervallo ruditico derivano dal margine della piattaforma come testimoniano le associazioni di microfossili presenti al loro interno. Questa unità è ricoperta a sua volta da calcitorbiditi bioclastiche amalgamate e da corpi di brecce con alcuni sottili intervalli di mudstone pelagici, appartenenti alla Formazione di Monte Acuto (denominato Membro di San Salvatore da Bosellini et al. 1993b). AP SS MSA Fig Carta geologica schematica dell area tra San Salvatore e Ruggiano. In carta è chiaramente visibile il contatto a forma di anfiteatro tra le unità di mare basso della Piattaforma Apula (AP) e le adiacenti unità di base scarpata-bacino (MSA e SS) (da Bosellini et al. 1993b). Da questo punto di osservazione, spostando lo sguardo verso Est, è possibile vedere il cambio morfologico in corrispondenza del tetto della Formazione di Monte S. Angelo (vedi Fig. 24): esso corrisponde al contatto con la Formazione di Monte Acuto, la cui base è data da un intervallo pelagico ben visibile nei pressi di Monte S. Angelo (vedi Stop 2.5 e Fig. 28). STOP 2.2 La sezione completa della Formazione di Monte S. Angelo (Belvedere di Ruggiano) Fig Sezione stratigrafica della Formazione di Monte S. Angelo e della sovrastante Formazione di Monte Acuto (Membro di San Salvatore). Per l ubicazione della sezione vedi traccia a-a in Fig (modificato da Bosellini et al. 1993b). 39

41 STOP 2.3 Architettura stratigrafica della Sequenza di Mattinata (Val Carbonara) Questo stop fornisce una visione panoramica del fianco meridionale della Val Carbonara, tra Monte degli Angeli ad ovest e Monte S. Angelo a est (vedi Fig. 19). I depositi sub-orizzontali di Monte degli Angeli, sono costituiti principalmente da boundstone a Rudiste, Coralli e Spugne che passano gradualmente verso est (Madonna degli Angeli) a dei depositi clinostratificati di scarpata appartenenti alla Formazione di Mattinata. Ancora più ad est (vicino all abitato di Monte S. Angelo), i depositi di scarpata sono troncati dalla messa in posto delle megabrecce della Formazione di Monte S. Angelo. La figura 19 e la figura 20 mostrano rispettivamente un interpretazione geologica dell area e la sezione tipo della Formazione di Mattinata misurata lungo la strada. L intera successione è stata divisa in due sequenze deposizionali separate da un cuneo di calcari pelagici aptiani appartenenti agli Scisti a Fucoidi. STOP 2.4 Facies e tessiture della Formazione di Monte S. Angelo Come visibile in Fig , i clasti delle megabrecce variano in diametro da pochi decimetri a 1-2 m, e sono costituiti da carbonati di piattaforma (calcareniti oolitiche e oncolitiche, coquina a Bivalvi e Gasteropodi, boundstone a Rudiste, ecc.). La matrice è data da calcareniti grossolane. Clasti bacinali, derivanti dalla Formazione di Mattinata con microfaune pelagiche appartenenti alla Zona a Ticinella primula e Biticinella breggiensis (Albiano medio-superiore), sono occasionalmente presenti alla base di quest unità (Bosellini et al. 1993b). STOP 2.5 Il transgressive systems tract della Sequenza di Monte S. Angelo 1 La parte basale della Formazione di Monte Acuto (Membro 1) è rappresentata da un intervallo di circa 10 m di calcari pelagici, dati da strati sottili di calcari micritici con Foraminiferi planctonici appartenenti alla Zona a Helvetoglobotruncana helvetica (Luciani 1993) (vedi Fig.28). Sottili livelli e lenti di selce sono presenti nella parte media di questo intervallo. Mentre sottili calcitorbiditi bioclastiche sono intercalate nella parte superiore e registrano l inizio della ripresa della produttività ed esportazione del margine coevo (non preservato). Al tetto di questo intervallo pelagico è chiaramente visibile un corpo canalizzato di megabreccia, con spessori variabili da 4 a 9 m e con base deformata da strutture da carico (load casts), che testimonia la persistenza di processi di erosione del margine. Gli altri membri della Formazione di Monte Acuto sono dati prevalentemente da un alternanza di calcari pelagici e calcitorbiditi, frequentemente organizzati in sequenze coarsening-upward. Fig La megabreccia basale della Formazione di Monte S. Angelo nella località tipo (taglio stradale sotto l abitato). 40

42 STOP 2.6 Facies sedimentarie della Formazione di Monte Acuto (strada Monte S. Angelo-Mattinata) Come descritto in precedenza, la Formazione di Monte Acuto (Turoniano-Paleocene) è un unità costituita da un alternanza complessa di depositi gravitativi (principalmente calcitorbiditi, ma anche brecce e slumps) e calcari pelagici. Due sequenze deposizionali sono riconoscibili sulla base dell architettura di facies dei depositi di base scarpata-bacino; probabilmente le unità pelagiche paleoceniche che ricoprono la spessa unità torbiditica del Campaniano- Maastrichtiano (Unità 4 di Fig. 27) rappresentano la base di una terza sequenza, troncata molto vicina alla base dalla megabreccia dell Eocene medio. Fig Cicli thickening e coarseningupward della Formazione di Monte Acuto (taglio stradale lungo la strada Monte S. Angelo- Mattinata). Le bande in colore chiaro corrispondono ai sedimenti fini (micriti e calcareniti fini), mentre le calcitorbiditi grossolane sono date dalle bande scure. Fig Calcitorbiditi in cicli (bande scure) nella Formazione di Monte Acuto (taglio stradale lungo la strada Monte S. Angelo- Mattinata). Un organizzazione simile, ma con maggiori livelli pelagici, è presente anche nella zona di affioramento della Formazione di Monte Acuto nel Gargano settentrionale (vedi Fig. 26). 41

43 Fig Il contatto disconforme tra la Formazione di Monte Acuto e la Megabreccia del Grottone (strada Monte S. Angelo- Mattinata). Fig Sezione stratigrafica della zona di contatto tra la Formazione di Monte Acuto e la Megabreccia del Grottone. I clasti della megabreccia sono costituiti da litologie di piattaforma di diversa età, dal Cretaceo superiore al Paleogene (da Bosellini et al. 1993b). La sezione esposta lungo la strada tra Monte S. Angelo e Mattinata appartiene alla Sequenza di Monte S. Angelo 2 come suggerito dall età campaniana (Zona a Globotruncana ventricosa) dei mudstone pelagici presenti a circa 25 m dalla base della sezione (Neri & Luciani 1994). Questa sequenza consiste di cicli thickening e coarsening-upward, di spessore metrico, che evolvono verso l alto da prevalenti mudstone-wackestone farinosi bioturbati e calcareniti fini a calcitorbiditi grossolane, frequentemente amalgamate (Fig e 2.6.2). Sono anche presenti depositi caotici dati da brecce e slumps. STOP 2.7 Il collasso del margine eocenico: la Megabreccia del Grottone Sia lungo la strada Monte S. Angelo-Mattinata che lungo la statale n 89 Garganica è possibile osservare il brusco contatto disconforme (Fig ) esistente tra la Formazione di Monte Acuto e il corpo di megabreccia sovrastante, spesso qualche decina di metri e di età medio eocenica. In realtà datazioni di questo corpo sono possibili solo nella parte alta, dove è presente un associazione a Nummuliti nella matrice tra i clasti e i blocchi della megabreccia. Questo corpo caotico è stato chiamato Megabreccia del Grottone e rappresenta la parte basale della Sequenza di Monte Saraceno. L affioramento di questo stop è una piccola cava lungo la statale 89 Garganica (Fig ). La parte inferiore della successione rappresenta il tetto della Formazione di Monte Acuto, data da calcitorbiditi e mudstone pelagici tipo Scaglia ricchi di Foraminiferi planctonici appartenenti alla Zona a Morozovella trinidadensis (Daniano). 42

44 Monte Saraceno MS C MS Punta Rossa PR Fig Vista panoramica della successione dell Eocene medio affiorante lungo la falesia di Punta Rossa e il fianco meridionale di Monte Saraceno. Dal basso verso l alto sono riconoscibili 3 unità: PR, depositi bacinali del Calcare di Punta Rossa; MS, calcareniti grossolane a Nummuliti clinostratificate del Calcare di Monte Saraceno; C, corpo massivo con Coralli coloniali. Si noti l appoggio tangenziale delle clinoformi del Calcare di Monte Saraceno sull unità bacinale del Calcare di Punta Rossa. Vedi Fig.31 per i rapporti stratigrafici delle varie unità. Essa è ricoperta in discordanza dalla Megabreccia del Grottone, costituita alla base da un deposito caotico con clasti e blocchi di diametro da pochi decimetri a diversi metri, derivanti da aree di piattaforma di differente età (Cretaceo superiore-paleocene p.p.). Infatti, blocchi di calcari a Rudiste stanno insieme a calcareniti ricche in Alveolinidi di età eocenica. Altre litofacies documentate dai clasti sono delle lumachelle a Gasteropodi e boundstone a Coralli. Lo spessore della Megabreccia del Grottone visibile in sezione è di circa m. Seguendo i tagli stradali, dopo qualche centinaio di metri, si nota come la megabreccia sia ricoperta da una successione fining-upward di calcareniti bioclastiche, spesse circa 25 m, che evolvono verso l alto da calcitorbiditi nummulitiche in strati spessi e amalgamati a calcari farinosi pelagici ricchi di Foraminiferi planctonici appartenenti alla Zona a Turborotalia possagnoensis. Quest ultima unità appartiene al Calcare di Punta Rossa (vedi prossimo stop). STOP 2.8 I depositi di scarpata dell Eocene medio di Monte Saraceno In questo stop è possibile avere una vista panoramica della parte alta della Sequenza di Monte Saraceno, ben esposta lungo la falesia di Punta Rossa e sul versante meridionale di Monte Saraceno (Fig e 2.8.2), ed affettuare alcune osservazioni di dettaglio sulle principali facies sedimentarie. MS C Fig Particolare della Fig , in cui sono visibili gli strati spessi e i banchi delle calcareniti nummulitiche di Monte Saraceno (MS) e il corpo massivo costituito da Coralli coloniali (C). 43

45 Partendo dal livello del mare, la successione comprende le seguenti unità (vedi anche Fig. 31). a) calcareniti fini sottilmente stratificate alternate a mudstone farinosi pelagici (Calcare di Punta Rossa); verso l alto si ha un graduale incremento nelle litofacies granulari. Frequenti discordanze interne (slump scars) caratterizzano quest unità (vedi Fig. 33). b) Calcareniti e calciruditi grossolane in strati spessi ricche di Nummuliti, Discociclinidi, Echinodermi e altri grani scheletrici. c) Al di sopra di una superficie di esposizione (Adams et al. 2000, in stampa), le Nummuliti vengono sostituite da calcareniti ricche in Gipsinidi e da floatstone e boundstone a Coralli coloniali (Bosellini & Neri 1995). L organizzazione verticale di queste litofacies registra la veloce progradazione di una piattaforma carbonatica, il cui margine non è preservato, successivamente interrotta da una caduta del livello marino relativo, la cui seguente risalita ha permesso l attecchimento, lungo la precedente area di scarpata, di un margine biocostruito a Coralli. RINGRAZIAMENTI Il presente lavoro deriva in parte dalla precedente guida The eastern margin of the Apulia Platform; the Gargano Transect realizzata in occasione del Congresso Quantitative Models on Cretaceous Carbonates S.E.P.M. Cretaceous Resource Events and Rhythms, WG4 meeting, organizzato dagli scriventi a Vieste nel settembre Si ringrazia l Ente Parco Nazionale del Gargano, e in particolare il Presidente Prof. Matteo Fusilli e il Direttore Dr. Matteo Rinaldi, per aver voluto la realizzazione di questa guida. RIFERIMENTI BIBLIOGRAFICI ACCARIE H., BEAUDOIN B., CUSSEY R., JOSEPH P. & TRIBOULET S. (1989). Dynamique sédimentaire et structurale au passage plateforme/basin, les faciés carbonates Cretacés du Massif de la Maiella (Abruzzes, Italie). Memorie Società Geologica Italiana, 36 (1986): ADAMS E.W., MORSILLI M., SCHLAGER W. & VAN HOEK T. (2000). Quantifying geometry and sediment composition of carbonate slopes: examples from Southern Alps and Gargano. In Quantitative Models on Cretaceous Carbonate S.E.P.M Cretaceous Resource Events and Rhythms, WG4 meeting, September 2000, Vieste, Italy, abstract: 3. ADAMS E.W., MORSILLI M., SCHLAGER W., KEIM L. & VAN HOEK T. (in stampa). Quantifying the geometry and sediment fabric of linear slopes: examples from the Tertiary of Italy (Southern Alps and Gargano Promontory). Sedimentary Geology. BERNOULLI D. (1972). North Atlantic and Mediterranean Mesozoic facies: a comparision. In: Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project (C.D. Hollister, J.I. Ewing et al. eds.), 11, Washington, D.C., U.S. Government Printing Office: BERTOTTI G., CASOLARI E. & PICOTTI V. (1999). The Gargano Promontory: a Neogene contractional belt within the Adriatic plate. Terra Nova, 11: BILLI A. & SALVINI F. (2000). Sistemi di fratture associati a faglie in rocce carbonatiche: nuovi dati sull evoluzione tettonica del Promontorio del Gargano. Bollettino Società Geologica Italiana, 119: BOSELLINI A. (1992). The continental margins of Somalia. Structural evolution and sequence stratigraphy. In: Geology and Geophysics of Continental margins (Watkins, J.S., Zhiqiang, F., and McMillen K.J. eds.), American Association of Petroleum Geologists, Memoir 56: BOSELLINI A. & FERIOLI G.L. (1988). Sequenze deposizionali e discordanze nel Gargano meridionale. Atti 74 Congresso della Società Geologica Italiana, pp , Sorrento. BOSELLINI A. & MORSILLI M. (1994). Il Lago di Varano (Gargano, Puglia settentrionale): una nicchia di distacco da frana sottomarina cretacea. Annali Università di Ferrara (N.S.), Sezione Scienze della Terra, 5: BOSELLINI A. & MORSILLI M. (1997). A Lower Cretaceous drowning unconformity on the eastern flank of the Apulia Platform (Gargano Promontory, southern Italy). Cretaceous Research, 18: BOSELLINI A. & NERI C. (1995). L Eocene di Monte Saraceno (Promontorio del Gargano, Puglia). Annali Università di Ferrara (N.S.), Sezione Scienze della Terra, 6: BOSELLINI A., MORSILLI M. & NERI C. (1999). Long-term event stratigraphy of the Apulia Platform margin: Upper Jurassic to Eocene, Gargano, Southern Italy. Journal of Sedimentary Research, 69: BOSELLINI A., NERI C. & LUCIANI V. (1993a). Platform margin collapses and sequence stratigraphic organization of carbonate slopes: Cretaceous-Eocene, Gargano Promontory. Terra Nova, 5: BOSELLINI A., NERI C. & LUCIANI V. (1993b). Guida ai carbonati cretaceo-eocenici di scarpata e bacino del Gargano (Italia Meridionale). Annali Università di Ferrara (N.S.), Sezione Scienze della Terra, 4:

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