I LIVELLI VULCANICI IN VAL D AGRI

I LIVELLI VULCANICI IN VAL D AGRI INTRODUZIONE Per spiegare l attuale complessità geologica di alcune catene montuose perimediterranee viene spesso invocata l esistenza di antiche strutture da deformazione, cioè paleotettoniche, la cui eredità condizionerebbe anche l evoluzione alpina recente dell orogene. Questo è tuttavia difficile da provare in catene con grandi valori di raccorciamento come l Appennino meridionale, che ha subito una contrazione neogenica di circa 200 km (Schiattarella et alii, 1997), escludendo peraltro dal calcolo la deformazione interna delle unità geometricamente più elevate di derivazione oceanica, affette da pieghe isoclinali sovrapposte e metamorfismo di grado molto basso (Mauro & Schiattarella, 1988). La catena sudappenninica è infatti costituita da una serie di falde formate essenzialmente da coperture sedimentarie sradicate dai loro originari domini paleogeografici e trasportate verso l attuale bacino Adriatico a partire dal limite Oligocene-Miocene (circa 20 milioni di anni or sono) fino al Quaternario (Prosser & Schiattarella, 1998). La fascia orogenica decorre con andamento N140-150, che rappresenta l orientazione dei sovrascorrimenti responsabili del forte raccorciamento ma anche quella delle successive faglie estensionali generatesi a seguito dell apertura del bacino tirrenico, come l imponente lineamento che borda ad est il Vallo di Diano. La ricostruzione dell assetto tettonico mesozoico del paleomargine continentale Africano -che bordava a meridione l oceano mediterraneo giurassico (Tetide) e dalla cui deformazione deriva gran parte dell Appennino- o più in generale un tentativo di tracciare, seppur a grandi linee, la sua conformazione paleogeografica, sono ulteriormente complicati dalla presenza di faglie plio-quaternarie trascorrenti ed estensionali orientate secondo gli andamenti N120 ±10 e N50-60 (Schiattarella, 1998), che dislocano parte degli elementi strutturali prima ricordati. Il paleomargine apuloafricano (e segnatamente quella porzione di margine che disegnava un ampio promontorio chiamato Adria, cfr. D Argenio et alii, 1980) includeva un bacino di mare profondo (il bacino di Lagonegro) generato da rifting continentale fin da tempi mediotriassici (circa 230-240 milioni di anni fa; Scandone, 1975; Wood, 1981) e poi abortito, cioè non evoluto verso una vera separazione continentale con la conseguente nascita di un nuovo oceano, rimanendo comunque un vasto bacino pelagico circondato da piattaforme carbonatiche fino al Miocene medio (circa 15 milioni di anni fa) quando è stato incorporato nell orogene appenninico. Attualmente i terreni lagonegresi -così chiamati perché il grande geologo lucano Guseppe De Lorenzo ne studiò i caratteri stratigrafici e tettonici nei dintorni dell alpestre Lagonegro verso la fine del secolo scorso- occupano una fascia montuosa ampia 40 km ubicata lungo la zona assiale della catena (riquadro in Fig. 1). Le rocce più antiche della successione lagonegrese sono costituite da sedimenti silicoclastici di mare basso, da calcari organogeni e, verso l alto, da argille, siltiti e marne che testimoniano un progressivo approfondimento del bacino (Formazione di Monte Facito, Triassico inferiore-medio). La sovrastante successione pelagica è caratterizzata da una predominante sedi- di Paola Di Leo Sanvatore Ivo Giano Giovanni Mongelli Marcello Schiattarella 43

Fig. 1: Carta geologica semplificata dell alta Val d Agri. Legenda: 1. Depositi alluvionali di fondovalle e brecce di versante (Quaternario); 2. Depositi silicoclastici sinorogeni (Miocene superiore); 3. Formazione di Albidona (Oligocene superiore? - Miocene inferiore); 4. Unità Liguridi (Cretacico-Paleogene?); 5. Unità carbonatiche della Piattaforma Appenninica (Triassico superiore - Miocene); 6. Unità Lagonegresi (Triassico inferiore-medio - Oligocene); 7. Limite stratigrafico; 8. Faglia ad alto angolo; 9. Sovrascorrimento. In alto a destra, nel riquadro: carta tettonica schematica dell Appennino meridionale (nel riquadro piccolo: ubicazione dell alta Val d Agri). Legenda: 1. Sedimenti plio-quaternari e vulcaniti quaternarie; 2. Depositi sinorogeni miocenici; 3. Unità interne ofiolitifere cretaceo-oligoceniche (Unità Liguridi); 4. Carbonati meso-cenozoici di mare basso della Piattaforma Appenninica (o campano-lucana); 5. Successioni triassico-mioceniche di mare basso, di margine e pelagiche del Bacino Lagonegrese; 6. Carbonati meso-cenozoici di mare basso della Piattaforma Apula; 7. Fronte di sovrascorrimento della catena. Fig. 2: Affioramento della porzione inferiore degli Scisti silicei con le intercalazioni vulcanoclastiche, a monte dell abitato di Paterno. Si noti il livello vulcanico più spesso, sulla testa del martello, e quello scuro poco più in alto. 44

mentazione carbonatica fino al tardo Triassico (Formazione dei Calcari con selce), sostituita da una sedimentazione dapprima argillo-marnosa e poi essenzialmente silicea (Formazione degli Scisti silicei) nel Giurassico. Durante il Cretacico (a partire da circa 65 milioni di anni fa) nel bacino ebbe luogo una sedimentazione torbiditica destinata a formare una monotona alternanza di argilliti e marne silicifere (Formazione dei Galestri), seguita da flussi di materiale calcareo-clastico proveniente dalla contigua piattaforma carbonatica appenninica (o campano-lucana, D Argenio et alii, 1973) intercalato ad argilliti rosse ( Flysch Rosso Auctt.) che marcano i momenti di sottoalimentazione del bacino, ad indicare un rilevante incremento dell attività tettonica lungo la fascia di confine tra piattaforma e bacino che evidentemente produceva sollevamenti e conseguente erosione dei margini della piattaforma tra il tardo Cretacico e l Oligocene. Il ritrovamento e lo studio analitico di antichi livelli vulcanici nelle successioni sedimentarie rappresentano allora una delle chiavi di lettura più preziose per una migliore definizione degli accadimenti geodinamici di centinaia di milioni di anni fa e consentono una più fedele ricostruzione dei possibili scenari paleotettonici e paleogeografici mesozoici di un cuneo orogenico così deformato come è oggi l Appennino. Durante i nostri rilevamenti in alta Val d Agri abbiamo avuto la fortuna di trovare nella porzione inferiore altotriassico-giurassica della Formazione degli Scisti silicei affiorante nei pressi di Paterno diversi livelli vulcanici intercalati ai sedimenti pelagici (Fig. 2), che sono stati oggetto di analisi chimiche e mineralogiche oltre che di studio stratigrafico e che hanno gettato una nuova luce sull assetto strutturale antico del margine passivo africano. GEOLOGIA DELLA VAL D A- GRI E DESCRIZIONE DEL SI- TO DI CAMPIONAMENTO L alta valle del Fiume Agri è un ampio bacino intermontano di natura tettonica ubicato nell Appennino lucano (riquadro in Fig. 1). La depressione si è formata durante il Quater- Fig. 3: Stratimetria di dettaglio della sezione con i livelli vulcanici. In basso a sinistra è riportata la sezione stratigrafica schematica della porzione di successione lagonegrese affiorante in Val d Agri che segna il passaggio tra il Triassico ed il Giurassico. 45

nario lungo la zona assiale della catena dopo la deformazione contrazionale mio-pliocenica ed è colmata da depositi alluvionali medio-pleistocenici. La tettonica fragile recente, espressa principalmente dalle grandi faglie bordiere, ha controllato l evoluzione morfologica e sedimentaria del bacino fino al presente, come testimoniato dalla sismicità (Giano et alii, 1997b) e dal ritrovamento di paleosuoli recenti (datati con il metodo del radiocarbonio in un intervallo temporale compreso tra 40.000 e 20.000 anni dal presente) palesemente coinvolti in fagliamenti con rigetti pluridecimetrici (Giano et alii, 1998). Sulla base di recenti studi strutturali (Giano et alii, 1997a; Schiattarella et alii, 1998), la valle appare inoltre avere una struttura più complessa rispetto a quella di una depressione da tettonica estensionale, come tradizionalmente ritenuto (Ortolani et alii, 1992), essendo stata generata in un contesto di movimenti lungo le faglie con forte componente di scivolamento orizzontale (tettonica trascorrente). Il substrato pre-quaternario (Fig. 1) è costituito da carbonati mesozoicoterziari di mare basso in facies di retroscogliera e di scarpata, cioè calcari e dolomie deposti nell ambiente protetto e poco profondo a tergo di una scogliera corallina o lungo l elemento fisiografico che raccordava la piattaforma al bacino (Unità Monte Marzano-Monti della Maddalena, Bonardi et alii, 1988). Tali terreni affiorano prevalentemente lungo il fianco sud-occidentale dell alta Fig. 4: Diffrattogrammi dei campioni provenienti dai livelli vulcanici ( campione totale ). La fase mineralogica più abbondante presente in tutti i campioni è il quarzo, ma sono anche presenti piccole quantità di plagioclasi e feldspati alcalini. La modesta quantità di minerali argillosi (5-9 % in peso) rinvenuta in alcuni campioni suggerisce un loro basso grado di alterazione, permettendo di ricavare informazioni sulla composizione del magma. Val d Agri, ma costituiscono anche il rilievo in calcari cretacici di Madonna di Viggiano, e sono tettonicamente sovrapposti alle coeve successioni pelagiche (Unità Lagonegresi, Scandone, 1972), formate in prevalenza da calcari con selce, radiolariti, argilliti e marne che affiorano invece soprattutto lungo il bordo nord-orientale della valle. Le porzioni meridionali ed orientali dell alta valle sono occupate da terreni silicoclastici terziari (arenarie, marne ed argille delle formazioni di Albidona e Gorgoglione, Carbone et alii, 1991). Nelle vicinanze di Marsicovetere e di Tramutola sono pure presenti lembi di unità argillitiche incertae sedis, considerate da diversi Autori di provenienza oceanica o comunque interna (più occidentale) rispetto ai calcari di piattaforma. I livelli vulcanici provengono dalla porzione inferiore della Formazione degli Scisti silicei affioranti a monte dell abitato di Paterno. Il membro basale della formazione marca il passaggio tra il Triassico terminale ed il Lias (più di 200 milioni di anni fa, cfr. Miconnet, 1988) e mostra bruschi cambiamenti di spessore e di facies -cioè di caratteri sedimentari- in un area ristretta. I livelli vulcanici sono intercalati a sedimenti pelagici argillo-marnosi appartenenti alla facies Armizzone (Scandone, 1972), mentre una successione relativamente più prossimale affiora pochi kilometri a nord del sito di campionamento (facies Pignola-Abriola). Il livello vulcanico stratigraficamente più basso, di colore grigio-beige, è spesso all incirca 12-15 cm (Fig. 2). Si tatta di un deposito la cui granulometria è quella di una sabbia grossolana, poco cementato e povero in matrice fine. Il livello intermedio è piuttosto sottile (3-4 cm di spessore) ed è dato da una cinerite incoerente grigio-nerastra. L orizzonte più alto, marrone scuro, è leggermente più spesso del precedente ed ha la taglia granulometrica di una sabbia siltosa. La stratigrafia di dettaglio della successione è riportata in Figura 3. MINERALOGIA E GEOCHIMI- CA DEI LIVELLI VULCANICI I campioni provenienti dai livelli vulcanici, analizzati mediante diffrattometria a raggi X (Fig. 4) presso il laboratorio del C.N.R. dell area di ricerca di Tito Scalo, mostrano una composizione mineralogica data da quarzo, plagioclasi, feldspati alcalini e minerali argillosi. La bassa percentuale di questi ultimi in alcuni campioni indica limitate modificazioni durante il processo sedimentario. Tali vulcaniti sono state classificate come rioliti e 46

Livelli vulcanici/paas 2 1 0.5 0.2 La Ce Nd Sm Eu Tb Yb Lu Fig. 5: Distribuzione delle terre rare nei livelli vulcanici campionati a Paterno (normalizzata alla composizione chimica del Post-Archean Australian Shale). daciti, rocce effusive acide, con un contenuto in silice (SiO 2 ) superiore al 60 % e bassi tenori di alcali (Na 2 O+ K 2 O). La distribuzione degli elementi del gruppo delle terre rare (REE PAASnormalized patterns, Taylor & McLennan, 1985; Fig. 5) mostra che quelli a più basso numero atomico sono più abbondanti rispetto a quelli a numero atomico più alto (La n /Yb n = 3.9 6.9). Si osservano inoltre bassi tenori di europio (anomalia negativa di Eu: Eu/Eu* = 0.67 0.83) ed un marcato arricchimento del cerio (anomalia positiva di Ce: Ce/Ce* = 1.7 5.6) rispetto agli elementi contigui. L abbondanza del cerio, unitamente a quella del manganese, è verosimilmente dovuta a processi di ossido-riduzione in ambiente marino. Gli ossidi di manganese -come conseguenza sia di mediazione batterica che di proprietà chimiche di superficie- catturano il Ce 4+ e ne determinano il frazionamento rispetto alle altre terre rare (Moffett, 1994), che mantengono invece lo stato di ossidazione 3+. Rispetto alla composizione della crosta continentale superiore (Taylor & McLennan, 1985), i livelli vulcanici della Formazione degli Scisti silicei appaiono impoveriti in elementi a grande raggio ionico (Rb, Sr e Ba) ed in elementi ad alta forza di campo (Ti, Nb, Hf, Zr, Th e REE), mentre risultano fortemente arricchiti in nichel e rame oltre che, come detto, in cerio e manganese. In conclusione, le vulcaniti giuro-triassiche intercalate nella porzione basale degli Scisti silicei di Paterno mostrano caratteri compositivi molto peculiari e si discostano, non solo per l età così antica, dai livelli vulcanoclastici sinora segnalati in Appennino meridionale. IMPLICAZIONI PALEOTET- TONICHE Per ottenere informazioni sul quadro tettonico mesozoico associato alle eruzioni responsabili della messa in posto dei livelli vulcanici descritti sono stati usati due diagrammi che permettono Fig. 6: Diagrammi di discriminazione geotettonica per rocce felsiche. 1a 1b 2 3b 4a 4b la discriminazione tra diversi ambienti geodinamici (Pearce et alii, 1984). In questi diagrammi vengono considerati alcuni elementi chimici (Y contro Nb e Y+Nb contro Rb) proposti come indicatori geotettonici da utilizzare per i graniti, ma la cui affidabilità è provata anche per le rocce effusive aventi lo stesso chimismo acido (Twist and Harmer, 1987) di quelle ritrovate in Val d Agri nella Formazione degli Scisti silicei. In entrambi i diagrammi i campioni analizzati ricadono nel campo relativo a rocce felsiche di arco vulcanico (Fig. 6), denuncianti un ambiente geodinamico di convergenza di placche litosferiche in palese contrasto con la concezione ormai classica del bacino di Lagonegro (Scandone, 1975), generatosi in un regime estensionale e bordato da faglie dirette durante l intera evoluzione tettono-stratigrafica mesozoica. Sulla base dei nuovi dati si può immaginare un più complesso assetto paleotettonico di quella parte dell antico margine africano dell oceano tetideo. La presenza di un arco vulcanico sincollisionale durante il passaggio dal Triassico al Giurassico deve tuttavia essere assolutamente esclusa, poiché il bacino lagonegrese era ubicato in prossimità del limite tra placche divergenti (quella europea e quella africana) ed incluso nel margine passivo apulo (Adria). Anche i possibili effetti perturbatori dell antica orogenesi ercinica, un ciclo tettogenetico pre-alpino conclusosi alla fine del Paleozoico e quindi decine di milioni di anni prima del passaggio Triassico-Giurassico, risulterebbero troppo lontani 47

nel tempo per produrre un influenza apprezzabile nell evoluzione magmatica del rift lagonegrese. Pertanto, noi suggeriamo che un differente ambiente geodinamico doveva caratterizzare lo scenario mesozoico del paleomargine africano: un sistema di faglie trasformi in litosfera continentale, come l attuale faglia di San Andreas in California, capaci di produrre strutture transpressive locali -cioè derivanti dall accoppiamento di compressione e trascorrenza lungo un flesso di una faglia trascorrente o tra due faglie trascorrenti con disposizione en échelon- e di emulare i caratteri magmatici di margini in collisione può allora essere ipotizzato come responsabile, almeno in parte, dell evoluzione del bacino seppur in un più generale contesto di tettonica estensionale. I sistemi transpressivi sono infatti spesso intrusi da magmi acidi (D Lemos et alii, 1992) a causa del gradiente verticale di pressione lungo le zone di taglio orizzontale e della loro capacità di spingere verso l alto le masse magmatiche granitiche in sovrappressione (Saint Blanquat et alii, 1998). In superficie il sistema di faglie trasformi può aver controllato la distribuzione delle facies triassico-giurassiche del bacino di Lagonegro, mentre in profondità una simile anisotropia influenzava l evoluzione crostale e magmatica di quella porzione di Adria. Bibliografia BONARDI G., D ARGENIO B., PERRONE V. [A cura di] (1988). Carta geologica dell Appennino meridionale alla scala 1:250.000. Breve presentazione. Mem. Soc. Geol. It., 41, 1341, 1 tav. CARBONE S., CATALANO S., LAZZARI S., LENTINI F., MO- NACO C. (1991). Presentazione della carta geologica del bacino del Fiume Agri (Basilicata). Mem. Soc. Geol. It., 47, 129-143. D ARGENIO B., HORVATH F., CHANNELL J. E. T. (1980). 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