Evoluzione tettono-sedimentaria del Complesso d

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Rend. Online Soc. Geol. It., Vol. 25 (2013), pp. 116-136, 15 figs (DOI: 10.3301/ROL.2013.11)
© Società Geologica Italiana, Roma 2013
Evoluzione tettono-sedimentaria del Complesso d’Accrezione
Liguride in Appennino Meridionale
Stefano Vitale (*), Sabatino Ciarcia (*), Alessandro Iannace (*), Stefano Mazzoli (*),
Francesco D’Assisi Tramparulo (*), Mohamed Najib Zaghloul (°)
ABSTRACT
Tectono-sedimentary evolution of the Ligurian Accretionary Complex in the southern Apennines.
Aim of this paper is the structural and stratigraphic analyses
of the Ligurian Accretionary Complex exposed in the Campania region (Italy) in order to unraveling the deformation pattern
characterizing the transition from the final oceanic subduction
stages to the early stages of deformation of the foreland continental margin. Our results outline a sequence of late Early Miocene (Burdigalian) shortening events, also involving buttressing
of the accretionary wedge against the crustal ramp of the foreland continental margin. Emplacement of the overthickened accretionary complex onto the distal part of the continental margin
was followed by horizontal extension and wedge thinning, aiding
the development of wedge-top depocenters. Early Miocene NWSE shortening recorded by Ligurian Accretionary Complex units
is completely unrelated with later (Late Miocene to Pleistocene)
NE-directed thrusting in the Apennines, which was coeval with
back-arc extension in the Tyrrhenian Sea. Therefore, our results
emphasize the occurrence of a major discontinuity in the Neogene geodynamic evolution of the southern Apennines, whose tectonic history may be clearly subdivided, from a kinematic point
of view, into pre- and syn-Tyrrhenian back-arc extension stages.
chiave:
Miocene, Italia Meridionale, geologia
strutturale, stratigrafia.
Termini
INTRODUZIONE
L'Appennino Meridionale è un thrust-and-fold belt
caratterizzato dalla sovrapposizione tettonica delle falde verso NE in seguito alla migrazione della placca composita apulo-ionica (Malinverno & Ryan, 1986; Royden
et alii, 1987; Patacca & Scandone, 1989) nell’ambito della
convergenza tra le placche africana ed europea (Mazzoli
& Helman, 1994). L’evoluzione tettonica del sistema Tirreno-Appennino, dal Miocene Superiore al Quaternario,
rappresenta un esempio didattico di “paired orogenic
belt”, infatti, esso è contraddistinto da estensione nel
____________________
(*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Napoli Federico II,
Largo San Marcellino 10, 80138, Napoli, Italia.
(°) Department of Earth Science, Faculty of Sciences and Technique,
University Abdel Malek Essaadi, Postal Box 416, 90000 Tangier, Morocco.
Corresponding author: Stefano Vitale; E-mail: [email protected]
retropaese e compressione nella parte frontale della catena (e.g. Hippolyte et alii, 1995; Doglioni, 1995; Butler
et alii, 2005, cum biblio). La strutturazione del cuneo
d'accrezione appenninico è stata accompagnata dall’estensione sincrona del bacino Liguro-Provenzale, tra
l'Oligocene superiore e il Langhiano, e successivamente
del Mar Tirreno a partire dal Tortoniano (Kastens et alii,
1988; Sartori, 2003) con l’arcuatura della catena protoappenninica (e.g. Faccenna et alii, 2001, 2004; Johnston
& Mazzoli, 2009). La geodinamica del sistema TirrenoAppennino, quindi, ha modificato in maniera rilevante
una catena preesistente e molto meno conosciuta. Di
conseguenza la comprensione dell’evoluzione tettonica
dell’Appennino Meridionale, prima dell’apertura tardo
miocenica del bacino Tirrenico, è di cruciale importanza per poter comprendere meglio i modi e i tempi della
deformazione durante i primi stadi evolutivi di questo
“classico” orogene. La comprensione dei primi stadi
dell’orogenesi appenninica include anche lo studio dei
processi tettonici che governano la deformazione durante la transizione dagli ultimi stadi della subduzione
oceanica alla deformazione iniziale del margine continentale.
In questo contributo, l’evoluzione pre-tardo miocenica dell’Appennino Meridionale è esaminata attraverso l’analisi strutturale ed una revisione stratigrafica
delle unità appartenenti al Cuneo d’Accrezione Liguride (Ogniben, 1969; Knott, 1987; Bonardi et alii, 1988a,
Ciarcia et alii, 2012) affiorante in Campania (Fig. 1). È
da sottolineare come l’evoluzione tettonica dell’Appennino Meridionale, durante il Miocene inferiore (Vitale
& Ciarcia, 2013), caratterizzata dalla transizione tra la
subduzione della litosfera oceanica e quella continentale, sia stata investigata a fondo da precedenti lavori ed
estensivamente documentata su evidenze petrologiche,
termocronologiche, stratigrafiche e strutturali in metasedimenti del margine continentale originario, esumati
e caratterizzati da metamorfismo di alta pressione (Iannace et alii, 2005, 2007; Corrado et alii, 2010). Questo
studio, per i motivi esposti, può fornire nuovi spunti per
la comprensione del comportamento dei cunei tettonici
durante gli stadi peculiari della loro storia (e.g. Malavieille, 2010, cum biblio).
INQUADRAMENTO GEOLOGICO
Il sistema Appennino Meridionale-Arco Calabro
(Fig. 1) è il risultato della convergenza dal tardo Cretaceo al Quaternario tra il blocco sardo-corso-calabrese,
117
S. VITALE ET ALII
Fig. 1 – Carta tettonica schematica dell’Appennino Meridionale, Arco Calabro e Magrebidi siciliane.
di origine europea, e la placca apula (o adriatica; e.g.
Marchegiani et alii, 1999) ad affinità africana (e.g Dewey
et alii, 1989; Mazzoli & Helman, 1994, cum biblio). Questo processo ha portato alla subduzione della litosfera
oceanica neotetidea (Oceano Ligure; Michard et alii,
2002) originariamente interposta tra i due paleomargini continentali. L’accrezione-subduzione ha dato vita
al Complesso d’Accrezione Liguride (Ogniben, 1969;
Knott, 1987; Bonardi et alii, 1988a) mentre resti della
placca sovrascorrente si sono conservati come unità di
crosta continentale nell’Arco Calabro. La presenza di un
piano di Wadati-Benioff immergente a NW, inclinato di
ca. 70° e abbastanza ridotto (ca. 200 km) è stato documentato in base alla distribuzione dell’attività sismica
intermedia e profonda fino a ca. 500 km (Anderson &
Jackson, 1987; Giardini & Velonà, 1991; Selvaggi & Chiarabba, 1995; Chiarabba et alii, 2005). La posizione degli
ipocentri e le anomalie delle velocità evidenziate dalla
tomografia sismica hanno fornito un quadro generale
dello slab ionico, che subduce al di sotto dell’Arco Calabro, che appare appiattirsi intorno ai 660 km, lungo la
discontinuità del mantello superiore-mantello inferiore (e.g. Piromallo & Morelli, 2003; Spakman & Wortel,
2004; Cimini & Marchetti, 2006; Montuori et alii, 2007).
La subduzione è stata accompagnata anche dall’estensione di retro-arco e spreading di fondo oceanico, prima
nel bacino Liguro-Provenzale, tra l’Oligocene Superiore
ed il Miocene Inferiore e poi, nel Tirreno meridionale,
tra il Miocene Superiore e il Quaternario (Sartori, 2003
cum biblio); i due stadi distinti, di apertura di retro-arco, sono stati separati da un periodo di sostanziale riduzione delle velocità di subduzione, durante il Miocene
Medio (Faccenna et alii, 2001; Vitale & Ciarcia, 2013).
In Appennino Meridionale, le unità tettoniche del
Complesso d’Accrezione Liguride sono caratterizzate
da successioni stratigrafiche correlabili tra loro (Ciarcia et alii, 2009; Vitale et alii, 2010; Ciarcia et alii, 2012;
Vitale & Ciarcia, 2013). Queste includono l’Unità del
Frido, caratterizzata da metasedimenti con un basamento ofiolitico (Bonardi et alii, 1988a), e tre successioni sedimentarie, probabilmente depositatesi su crosta continentale assottigliata o transizionale (Vitale
et alii, 2011): le unità Nord-Calabrese (Bonardi et alii,
1988a) e Parasicilide (Ciarcia et alii, 2009), caratterizzate da olistoliti di rocce cristalline e l’Unità Sicilide
(sensu Ogniben, 1969), generalmente priva di ofioliti.
L’Unità del Frido conserva relitti di un metamorfismo
di alta pressione (Tramparulo et alii, 2012; Vitale et alii,
2013b) che testimonia un’accrezione avvenuta attraverso il meccanismo dell’underplating (Cello & Mazzoli,
1998) con una esumazione veloce nel Miocene (Mazzoli, 1998a, 1998b; Corrado et alii, 2010) mentre le unità Nord-Calabrese, Parasicilide e Sicilide sono prive di
metamorfismo (Mazzoli, 1998b; Mattioni et alii, 2006;
Invernizzi et alii, 2008) e, probabilmente, si sono accrete frontalmente nel cuneo orogenico (Cello & Mazzoli,
EVOLUZIONE TETTONO-SEDIMENTARIA DEL COMPLESSO D'ACCREZIONE LIGURIDE IN APPENNINO MERIDIONALE
1998; Ciarcia et alii, 2009; Vitale et alii, 2011).
Nell’area esaminata (Fig. 3) il Complesso d’Accrezione Liguride, rappresentato soltanto dalle unità NordCalabrese e Parasicilide, è ricoperto in discordanza dai
depositi di bacini di tipo wedge-top del Gruppo del Cilento (Amore et alii, 1988), a sud (Cilento), e dalla Formazione di Monte Pruno (Ciarcia et alii, 2009), a nord
(Valle del Fiume Sele) (Fig. 2) e sovrasta tettonicamente le unità della Piattaforma Appenninica e del Bacino
Lagonegrese-Molisano derivate dalla deformazione del
margine continentale apulo (Figg. 2 e 3).
I sedimenti dei bacini di tipo wedge-top ricoprono,
in unconformity, le successioni del substrato preorogenico indeformato ed eventuali depositi discordanti di
precedente generazione. In questo settore dell’Appennino Meridionale essi includono le formazioni di Monte Sierio e Castelvetere, che suturano il contatto tra i
carbonati della Piattaforma Appenninica e la successione del Bacino di Lagonegrese-Molisano mentre la Formazione di Monte Sacro ricopre stratigraficamente il
Gruppo del Cilento. Tutte queste formazioni sono di età
Tortoniano superiore (Patacca et alii, 1990; Castellano
& Sgrosso, 1996; Bonardi et alii, 2009), raggiungendo
il Messiniano inferiore soltanto con la Formazione di
Castelvetere (Patacca et alii, 1990).
In Lucania, a SE dell’ area esaminata (Fig. 1), l’Unità del Frido, è ricoperta tettonicamente dalle unità Nord-Calabrese e Parasicilide (Fig. 4b); tuttavia al
confine calabro-lucano l'Unità del Frido sovrascorre
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l’Unità Nord-Calabrese che a sua volta ricopre tettonicamente i terreni dell’Unità Sicilide. Anche in Lucania
le unità Nord-Calabrese e Parasicilide sono suturate
dai depositi di bacino di wedge-top del Miocene MedioSuperiore (Gruppo del Cilento, A more et alii, 1988; Formazione di Gorgoglione, Selli, 1962) mentre l’Unità del
Frido è ricoperta in discordanza dai depositi del Tortoniano medio-superiore della Formazione di Perosa
(sensu Vezzani, 1966; Fig. 2). In quest’area il Complesso d’Accrezione Liguride è tettonicamente sovrapposto
ai carbonati della Piattaforma Appenninica delle unità Lungro-Verbicaro e Pollino-Ciagola (I annace et alii,
2007; Vitale & M azzoli, 2008; Fig. 4b).
In Lucania, l’assetto strutturale del Complesso d’Accrezione Liguride ci permette di evidenziare una forte
analogia con le Unità Liguridi affioranti nell’Appennino
settentrionale (Elter, 1975; Marroni et alii, 2001; Vannucchi & Bettelli, 2002; Bettelli & Vannucchi, 2003;
Fig. 4a): (i) l’Unità del Frido e le ofioliti calabresi (Bonardi et alii, 1988a), caratterizzate da successioni ofiolitiche complete, sono equivalenti alle Unità Liguridi Interne; (ii) le unità Nord-Calabrese e Parasicilide, costituite da depositi bacinali che includono detrito ofiolitico, possono essere correlate alle Unità Liguridi Esterne;
(iii) l’Unità Sicilide, formata da una successione bacinale, corrisponde alle Unità Sub-Liguridi; ed infine (iv)
i depositi di bacino di tipo wedge-top (e.g. Gruppo del
Cilento) corrispondono alle Unità Epi-Liguridi (Fig. 4).
Fig. 2 – Assetto stratigrafico, tettonico e paleogeografico schematico delle unità analizzate in questo studio FR: Unità del Frido; NC: Unità NordCalabrese; SO: Membro del Sovereto della Formazione del Saraceno; PS: Unità Parasicilide; AS: Arenarie di Albanella ; MP: Formazione di
Monte Pruno; MB-RC: Unità Monte Bulgheria-Roccagloriosa; A-C: Unità Alburno-Cervati; BI: Formazione del Bifurto; MM: Unità Monti della
Maddalena; LA: Formazione di Laviano; SP: Formazione di Serra Palazzo.
119
S. VITALE ET ALII
Fig. 3 – Carta geologica schematica dell’area esaminata e sezione geologica (X-X’).
EVOLUZIONE TETTONO-SEDIMENTARIA DEL COMPLESSO D'ACCREZIONE LIGURIDE IN APPENNINO MERIDIONALE
120
Fig. 4 – Schema stratigrafico delle successioni analizzate.
STRATIGRAFIA DEL COMPLESSO
D’ACCREZIONE LIGURIDE
Il Complesso d’Accrezione Liguride affiora diffusamente in Appennino Meridionale e, nell’area esaminata, è esposto con l’Unità Nord-Calabrese in Cilento e
con l’Unità Parasicilide dalla Valle del Fiume Sele fino
al Cilento meridionale (Fig. 3). L’Unità Nord-Calabrese
include le formazioni delle Crete Nere e del Saraceno
(Fig. 5), che formano una successione continua preva-
lentemente silico e calciclastica depositatasi durante
la convergenza tra le placche (Bonardi et alii, 1988a).
La Formazione delle Crete Nere include più di 500 m
di black shales con intercalazioni di arenarie ricche in
quarzo alla base, argilliti scure e arenarie nella parte
intermedia e livelli calciclastici nella parte superiore.
L’età della formazione è Eocene Medio (Bonardi et alii,
1988a).
La sovrastante Formazione del Saraceno (Selli,
1962; De Blasio et alii, 1978) di età tardo Eocene-base
Burdigaliano (Di Staso & Giardino, 2002), è caratteriz-
121
S. VITALE ET ALII
Fig. 5– Schema dei rapporti tettono-stratigrafici tra le unità del cuneo d’accrezione Liguride (e di unità contigue) in Appennino settentrionale
(a) e meridionale (b).
zata da 600-700 m di torbiditi silico e calciclastiche. La
Formazione del Saraceno è composta da quattro membri: (i) Punta Telegrafo; (ii) Terranova di Pollino; (iii)
Carpineta; (iv) Sovereto. La parte basale (membro di
Punta Telegrafo; Vitale et alii, 2011) è formata da torbiditi calciclastiche localmente silicizzate e ricche di vene
di calcite. Questa parte è generalmente la più intensamente deformata. Il membro di Punta Telegrafo passa
verso l’alto al membro di Terranova di Pollino, costituito da sottili strati di torbiditi calciclastiche, pelitiche ed
arenitiche con livelli e noduli di selce scura e subordinatamente da arenarie arcoso-litiche. Il sovrastante membro di Carpineta è caratterizzato da un aumento della
componente marnosa e arenitica (con ancora noduli
di selce scura) e livelli di brecciole nella parte terminale. La formazione si chiude con il membro di Sovereto
(Bonardi et alii, 2009) formato da arenarie immature
sottilmente stratificate di età Aquitaniano-base Burdigaliano. Le arenarie presenti nelle parti bassa e media
della Formazione del Saraceno (membri di Punta Telegrafo, Terranova del Pollino e Carpineta) sono costituite da elementi quarzolitici con abbondanti frammenti
di carbonati extrabacinali (calcari micritici pelagici),
detrito metamorfico (filladi, micascisti e serpentiniti),
e subordinatamente di frammenti plutonici (Critelli,
1993, 1999). Il membro di Sovereto è invece formato da
arenarie di avanfossa caratterizzate da clasti di quarzo
e feldspati con frammenti fini di metamorfiti e plutoniti. Il modello detritico evolutivo della Formazione del
Saraceno indica una sorgente caratterizzata da un unroofing di rocce crostali continentali, probabilmente del
basamento calabride (Fig. 1; Critelli, 1993, 1999).
L’Unità Parasicilide (Bonardi et alii, 2004; Ciarcia
et alii, 2009, 2012; Vitale et alii, 2011) è composta da
una successione bacinale (Fig. 5) dallo spessore stima-
to massimo di circa 1000 metri e di età compresa tra
l’Eocene Medio ed il Burdigaliano (Critelli et alii, 1994;
Ciarcia et alii, 2009). La base della successione consiste in arenarie micacee, argilliti varicolori spesso silicizzate, calcari con selce grigio-verde, marne e calcari
marnosi della formazione di Postiglione. La sovrastante
Formazione di Monte Sant’Arcangelo (equivalente alla
formazione dell’Unità Sicilide affiorante in Lucania,
Selli, 1962; Guerrera et alii, 2005), composta da calcari marnosi con subordinate calcareniti gradate, marne
siltose e rare arenarie micacee, passa verso l’alto e lateralmente alla formazione delle Argille Varicolori di età
tardo Oligocene-Aquitaniano (Guerrera et alii, 2005).
Quest’ultima unità è caratterizzata da argilliti rossastre,
verdastre e grigiastre e calcareniti a glauconite ricche in
foraminiferi bentonici (incluse Nummulitidae, Orbitoididae e Miogypsinidae). La parte alta della formazione è
in rapporti eteropici con la formazione di Contursi che
consiste di marne biancastre sottilmente stratificate,
calcari marnosi e livelli di torbiditi calcaree, localmente
con marne rossastre tipo Scaglia e calcari marnosi; lo
spessore di questa formazione decresce dalla valle del
Sele verso sud, chiudendosi nel Cilento meridionale.
La successione preorogenica parasicilide è ricoperta dai depositi di avanfossa burdigaliani (Ciarcia et
alii, 2009) della Formazione delle Arenarie di Albanella
(Donzelli & Crescenti, 1962), caratterizzati da arenarie
torbiditiche, localmente micacee, con intercalati sottili
strati di marne biancastre e rare areniti vulcanoclastiche. Il sovrastante, e discordante, Gruppo del Cilento,
di età compresa tra il Burdigaliano terminale/base Langhiano (Amore et alii, 1988) e la parte bassa del Tortoniano (Russo et alii, 1995), include le formazioni di Pollica e San Mauro (Ietto et alii, 1965; Amore et alii, 1988;
Fig. 5). La Formazione di Pollica è formata nella parte
EVOLUZIONE TETTONO-SEDIMENTARIA DEL COMPLESSO D'ACCREZIONE LIGURIDE IN APPENNINO MERIDIONALE
bassa da una successione torbiditica, sottilmente stratificata, di arenarie e peliti (Membro delle Arenarie di
Cannicchio) seguita da alternanze di arenarie, marne,
argille e rari intervalli di conglomerati. Nell’area compresa tra il Monte Centaurino, Monte Sacro e Pisciotta
(Fig. 3) entrambe le formazioni passano lateralmente
ai depositi clastici della Formazione del Torrente Bruca (Fig. 5) caratterizzata alla base da conglomerati con
clasti di rocce cristalline (Amore et alii, 1988; Critelli
& Le Pera, 1990). Nella Valle del Fiume Sele (Fig. 3), il
Gruppo del Cilento è correlabile all’equivalente Formazione di Monte Pruno (Ciarcia et alii, 2009; Fig. 5), di
età Burdigaliano terminale/base Langhiano, formata da
argille grigio-verdi e argille siltose con intercalate calcareniti sottili con clay-cips, marne a fucoidi e arenarie
micacee gradate.
STRUTTURA DEL COMPLESSO
D’ACCREZIONE LIGURIDE
Nell’area di studio l’Unità Nord-Calabrese è generalmente sovrapposta tettonicamente sull’Unità Parasicilide (e.g. valli dei fiumi Alento e Lambro, Figg. 3 e 7). I
contatti a basso angolo che separano queste unità sono
generalmente riportati nella cartografia ufficiale (APAT,
2005) come sovrascorrimenti, tuttavia non è stato possibile avere informazioni dettagliate sulla cinematica
di queste faglie per le pessime condizioni di esposizione di questi contatti. In Cilento, una cartografia di
dettaglio e la ricostruzione di varie sezioni geologiche
hanno rivelato una geometria peculiare del contatto tra
l’Unità Nord-Calabrese e l’Unità Parasicilide, quest’ultima caratterizzata, a letto, da una successione generalmente rovesciata e tranciata (e.g. finestra tettonica
di Castelnuovo Cilento; Fig. 3). Due contatti principali
anomali troncano pieghe sia a letto che a tetto (scollamenti in Fig. 3). Lo scollamento a SE produce anche
l’elisione tettonica dell’Unità Parasicilide e parte della
Formazione delle Crete Nere nell’area di Sapri dove l’Unità Nord-Calabrese ricopre direttamente la successione carbonatica della Piattaforma Appenninica (Fig. 3).
I depositi del Gruppo del Cilento e della Formazione
di Monte Pruno sembrano sigillare i contatti tettonici
principali tra le unità del Complesso d’Accrezione Liguride: nella Valle del Fiume Alento, a ovest del Fiume
Lambro e nell’area di Sapri, ricoprono l’Unità NordCalabrese mentre a Monte Centaurino, tra i paesi di
Magliano Nuovo e Cicerale e nella Valle del Fiume Sele,
ricoprono l’Unità Parasicilide (Fig. 3).
Deformazione interna dell’Unità Nord-Calabrese
L’Unità Nord-Calabrese è caratterizzata da una deformazione sovrapposta complessa (Fig. 7) come già rimarcata in alcuni lavori degli anni ‘70 e ‘80 (Guzzetta &
Ietto, 1971; Mauro & Schiattarella, 1988;) e più recenti (Zuppetta & Mazzoli, 1997; Vitale et alii, 2010; 2011;
Ciarcia et alii, 2012; Vitale et alii, 2013a). Allo scopo di
realizzare l’analisi strutturale, la successione dell’Unità
Nord-Calabrese è stata suddivisa in tre componenti reologicamente omogenee: (i) la Formazione delle Crete
Nere; (ii) la parte bassa della Formazione del Saraceno
(membro di Punta Telegrafo); e (iii) la parte media e su-
122
Fig. 6– Sezione geologica nell’area di Castelnuovo Cilento (mod. da
Vitale et alii, 2011)
periore della Formazione del Saraceno. La sovrapposizione dei tre set di pieghe caratterizza la deformazione
dell’intera successione, con gradi variabili di coassialità tra i tre piegamenti. Nella Formazione delle Crete
Nere le pieghe di prima fase (F1NC) consistono in pieghe
generalmente intrafoliali, da strette a isoclinali (Fig.
8a). La forma delle pieghe si alterna, rispettivamente
nei livelli competenti ed incompetenti, tra le classi 1C
e 3 della classificazione di Ramsay (1967). Nelle peliti
la foliazione principale (S1NC) è un clivaggio tipo slaty
subparallelo ai piani assiali (AP1NC) delle pieghe di prima fase F1NC, mentre nei livelli più competenti è un clivaggio disgiuntivo e spaziato. Le pieghe di seconda fase
(F2NC) mostrano geometrie kink e vergenze sia a SE che
a NW. Esse sono caratterizzate da angoli interfianchi
più grandi rispetto alle precedenti pieghe. Nei livelli pelitici è possibile osservare un clivaggio (S2NC) e una lineazione di crenulazione (L2NC). Il pattern d’interferenza
tra i due set di pieghe varia tra la perfetta coassialità
(tipo 3, Ramsay, 1967) ad una moderata non-coassialità
(tipo intermedio tra 2 e 3, Fig. 8a). Nel membro di Punta Telegrafo, le pieghe isoclinali F1NC mostrano forme da
chevron, arrotondate e a scatola e sono generalmente
accompagnate da pieghe parassite di più basso ordine
negli interstrati pelitici (Fig. 8b-c). Vene precoci di calcite in peliti sono deformate in pieghe ptigmatiche F1NC
(Fig. 8d). Le pieghe F2NC vergono principalmente a SE
e mostrano geometrie tra aperte a strette (Fig. 7). Nelle
peliti si osserva un clivaggio di tipo slaty (S1NC), all’incirca di piano assiale, mentre una seconda foliazione
(S2NC) è un clivaggio di crenulazione (Fig. 8g) con associata una lineazione di crenulazione (L2NC). I pattern
d’interferenza sono generalmente caratterizzati da una
moderata non-coassialità tra gli assi dei due piegamenti
(tipo intermedio tra 2-3; Fig. 8b, f). Localmente questa
parte della successione è ripiegata da pieghe (F3NC) più
aperte di terza fase.
Gli strati calcarei del membro di Punta Telegrafo
sono caratterizzati da numerosi set di vene estensionali. Vene ortogonali e parallele alle cerniere delle pieghe
F1NC o che formano set coniugati di vene en-echelon con
la bisettrice dell’angolo acuto ortogonale alle cerniere
A1NC formano il caratteristico chocolate tablet boudinage
(Fig. 8e, h). Meno comuni sono le vene ortogonali alle
cerniere delle pieghe F2NC. I fianchi delle pieghe isoclinali di prima fase sono interessati da un intenso stiramento responsabile di zone di taglio duttili coniugate
e un boudinage asimmetrico. Per entrambi eventi pli-
123
S. VITALE ET ALII
Fig. 7–Esempi di strutture nell'Unità Nord-Calabrese. Le foto da (b) a (i) sono riferite alla parte inferiore della Formazione del Saraceno.
(a) Pattern d'interferenza tra le pieghe isoclinali F1NC e chiuse F2NC nella Formazione delle Crete Nere (Torre di Caleo-Pioppi). (b) Pattern
d'interferenza tra le pieghe isoclinali F1NC e aperte F2NC in calcari (Punta Telegrafo area). (c) Zona di cerniera delle pieghe isoclinali F1NC con
pieghe parassite nei livelli pelitici (Torre di Caleo). (d) Vena precoce di calcite in matrice pelitica, deformata da pieghe ptigmatiche F2NC (Punta
Telegrafo). (e) Boudinage a tavoletta di cioccolato in strati calcarei (Punta Telegrafo). (f) Rod di calcite (prodotti da pieghe a cuspide e lobi F1NC
in vene di calcite) piegati intorno a pieghe F2NC (Punta Telegrafo). (g) Clivaggio tipo slaty (S1NC) deformato da un clivaggio di crenulazione (S2NC)
(Caprioli). (h) Boudinage di livelli competenti calcarei in peliti (Torre di Caleo). (i) Boudinage associato alla fase D1NC raccorciato dalla fase D2NC
(Torre di Caleo).
EVOLUZIONE TETTONO-SEDIMENTARIA DEL COMPLESSO D'ACCREZIONE LIGURIDE IN APPENNINO MERIDIONALE
124
Fig. 8– Proiezioni stereografiche (emisfero inferiore, proiezione equiareale) per l'Unità Nord-Calabrese.
cativi, l’amplificazione delle pieghe è stata preceduta
da un raccorciamento omogeneo parallelo alla stratificazione con la formazione di pre-buckle thrusts (Price
& Cosgrove, 1990). Spesso strati in precedenza stirati
appaiono essere raccorciati da un successivo raccorciamento parallelo alla stratificazione associato al secondo
piegamento (Fig. 8i). Anche la parte medio-superiore
della Formazione del Saraceno è deformata da pieghe
da strette a isoclinali F1NC, che mostrano geometrie variabili da chevron ad arrotondate e ripiegate da pieghe
più aperte F2NC. Generalmente il pattern d’interferenza
sviluppato dalla sovrapposizione dei set di pieghe F1NC e
F2NC varia tra il tipo 2 e intermedio tra 2 e 3 della classificazione di Ramsay (1967). In questa parte della successione le pieghe F3NC sono più abbondanti rispetto alla
parte inferiore. Nel settore NE dell’area di studio (intorno ad Orria; Fig. 3) l’intera successione Nord-Calabrese
è deformata da una macro-piega F3NC (qui chiamata
Sinclinale di Orria) e associate pieghe parassite.
La Figura 8 mostra le orientazioni delle principali
strutture analizzate nell’Unità Nord-Calabrese. I poli
della stratificazione (S0NC) tendono a disporsi intorno
125
S. VITALE ET ALII
Fig. 9– Esempi di strutture nell'Unità Parasicilide (a-c) e Formazione di Pollica (d-h). (a) pieghe F1PS e clivaggio di piano assiale associato (S1PS)
nella Formazione di Postiglione (area di Bellosguardo). (b) Thrust e pieghe associate nella Formazione di Postiglione (area di Villa Littorio).
(c) Pattern d'interferenza tra pieghe isoclinali F1PS e pieghe da aperte a chiuse F2PS nella Formazione di Postiglione (area di Castelnuovo
Cilento). (d) Pieghe chevron F1CG nel Membro delle Arenarie di Cannicchio (Cannicchio). (e) Pieghe strette F1CG nel Membro delle Arenarie di
Cannicchio; il clivaggio di piano assiale (S1CG) nelle peliti è sviluppato nella zona di cerniera (Cannicchio). (f) Pieghe kink nella parte media
della Formazione di Pollica (Agnone). (g) Deformazione fragile e brecciazione nella regione di cerniera F1CG. (h) Pre-buckle thrust nella parte
media della Formazione di Pollica (Ogliastro).
EVOLUZIONE TETTONO-SEDIMENTARIA DEL COMPLESSO D'ACCREZIONE LIGURIDE IN APPENNINO MERIDIONALE
126
Fig. 10 - Proiezioni stereografiche (emisfero inferiore, proiezione equiareale) per: (a-g) unità Parasicilide; (h-i) Gruppo del Cilento; F. di Monte
Pruno (k).
ad un girdle con direzione NW-SE, chiaramente evidente nel contour plot (Fig. 8a). Le cerniere delle pieghe
di prima fase (A1NC) sono disperse (con un immersione dominante a NE; Fig. 9b), mentre i poli dei piani
assiali (AP1NC) mostrano immersioni dominanti verso
NW e SE (Fig. 8c). I poli della foliazione S1NC sono anche distribuiti intorno ad una ciclografica con direzione NW-SE (Fig. 8d). Invece le cerniere delle pieghe di
seconda fase (A2NC) formano un cluster sub-orizzontale
con una immersione media di 043/05 (Fig. 8e). I piani
assiali associati (AP2NC) immergono principalmente a
NW e SE (Fig. 8f). La lineazione di crenulazione (L2NC)
associata alle pieghe di seconda fase forma un cluster
con un’immersione media di 248/04 (Fig. 8g), mentre
i piani del clivaggio di crenulazione (S2NC) tendono a
immergere principalmente a NNW (Fig. 8h). Le cerniere delle pieghe di terza fase (A3NC) formano un cluster
sub-orizzontale con un’immersione media a WNW (Fig.
8i), mentre i piani assiali associati (AP3NC) immergono
principalmente a N e a NNE e secondariamente a SSW
(Fig. 8j).
127
S. VITALE ET ALII
Deformazione interna dell’Unità Parasicilide
In modo simile all’Unità Nord-Calabrese, anche l’Unità Parasicilide è caratterizzata dalla sovrapposizione
di tre set di pieghe. Tuttavia in quest’unità la deformazione è più eterogenea, particolarmente localizzata nelle peliti, e i tre set di pieghe non sono sempre osservati
in ogni affioramento. A causa di questa distribuzione
complessa della deformazione, a volte con la totale distruzione degli strati, la successione spesso mostra un
aspetto caotico (localmente con le caratteristiche di una
broken formation). Questo è dovuto al fatto che durante
la sovrapposizione degli eventi deformativi la temperatura non è stata alta abbastanza da permettere alla roccia di fluire in modo duttile. Inoltre l’alta pressione di
poro dei fluidi durante la deformazione può aver favorito la distruzione degli strati. Il primo set di pieghe (F1PS)
è principalmente caratterizzato da pieghe da strette a
isoclinali con forme da chevron a sinusoidali (Fig. 9a,
b, c). La foliazione associata è generalmente debole e si
mostra come di piano assiale o debolmente convergente nei livelli pelitici (Fig. 9a) oppure nelle litologie più
competenti come un clivaggio disgiuntivo, spaziato e
convergente. Localmente le pieghe F1PS sono associate a
sovrascorrimenti con piccoli rigetti (Fig. 9b). Pieghe di
seconda fase (F2PS) da aperte a strette mostrano geometrie da kink ad arrotondate (Fig. 9c) e sono occasionalmente caratterizzate da piani assiali coniugati. Il pattern d’interferenza tra le pieghe F1PS e F2PS (Fig. 10b) è
intermedio tra i tipi 2 e 3 della classificazione di Ramsay
(1967). Pieghe di terza fase (F3PS) da aperte a blande
ed arrotondate sono sviluppate principalmente nei fianchi verticali delle pieghe F2PS e mostrano piani assiali
da sub-orizzontali a moderatamente immergenti. La
stratificazione (S0PS) è normalmente dispersa, sebbene
due cluster principali mostrano immersioni moderate
a NW e SE e i poli si dispongono intorno ad una ciclografica con direzione NNE-SSW (Fig. 10a). Le cerniere
delle pieghe di prima fase (A1PS) sono disperse con un
cluster principale immergente a NNE (Fig. 10b). I piani
assiali associati (AP1PS) sono dispersi con immersioni a
NW e NE (Fig. 10c). Le cerniere delle pieghe (A2PS) sono
caratterizzate da direzioni NE-SW e N-S (Fig. 10d), i
piani assiali associati (AP2PS) mostrano angoli d’immersione da deboli a moderati (Fig. 11e). Le cerniere delle
pieghe di terza fase (A3PS) hanno generalmente direzioni NW-SE (con immersioni da deboli a moderate a SE;
Fig. 10f), mentre i piani assiali (AP3PS) tendono ad essere da sub-orizzontali a moderatamente immergenti a
NE (Fig. 10g).
Deformazione interna del Gruppo
Formazione di Monte Pruno
del
Cilento
e della
Rispetto alle unità sottostanti, il Gruppo del Cilento e la Formazione di Monte Pruno sono deformate da
un unico evento plicativo caratterizzato da pieghe noncilindriche (F1CG). Anche in questo caso, settori diversi delle successioni, che mostrano una reologia più o
meno simile, saranno analizzati separatamente.
La parte bassa del Gruppo del Cilento, che consiste
nelle torbidi sottili pelitico-arenitico delle arenarie di
Cannicchio, è deformata da pieghe F1CG che mostrano
Fig. 11 - (a) orientazione delle faglie inverse (principalmente prebuckle thrusts associati alle pieghe precoci) nelle unità Nord Calabrese
e Parasicilide. I piani di faglia sono proiettati come ciclografiche con
il vettore di slip associato (emisfero inferiore, proiezione equiareale).
(b) analisi dei paleostress attraverso il metodo dell'angolo diedro
(Angelier & Mechler, 1977).
forme kink e a chevron (Fig. 9d), e subordinatamente
geometrie arrotondate o a scatola. Queste pieghe sono
spesso scollate lungo livelli pelitici formando treni di
pieghe asimmetriche vergenti a SE e con i fianchi corti
rovesciati. Le pieghe F1CG sono principalmente da aperte a chiuse ma localmente possono essere anche strette
con associato un debole clivaggio nei livelli pelitici (Fig.
9e). Spesso gli strati più competenti circondati da livelli
pelitici sono raccorciati da pre-buckle thrust che mostrano piccoli rigetti. La parte medio-alta della Formazione
di Pollica, caratterizzata da strati decimetrici è deformata da pieghe F1CG alla meso-scala da aperte a strette e
generalmente asimmetriche che mostrano forme arrotondate chevron, box e kink (Fig. 9f). La deformazione
nelle zone di cerniera è spesso accomodata da piccoli
thrust o cataclasi che produce un’intensa brecciazione
(Fig. 9g). Anche in questa parte della successione gli
strati più competenti sono comunemente deformati da
pre-buckle thrust (Fig. 9h). Nell’area di Omignano (Fig.
3), questa parte della successione è deformata, insieme
con il sottostante Membro delle Arenarie di Cannicchio
e le sottostanti formazioni delle Crete Nere e del Saraceno, da una piega F1CG alla macro-scala rovesciata
a SE con strutture parassite associate. Le cerniere sia
delle pieghe alla meso che alla macro-scala mostrano
un trend generale NE-SW. Un clivaggio disgiuntivo e
spaziato (S1CG) è associato con queste pieghe. La Formazione di San Mauro è caratterizzata da strati spessi da decimetri a pochi metri di arenarie e marne ed
è deformata da pieghe F1CG blande nell’area compresa
tra Agropoli e Monte Stella (Fig. 3). Invece nell’area di
Orria la Formazione di San Mauro è deformata dalla
piega regionale F1CG precedentemente descritta e conosciuta come sinclinale di Orria (Zuppetta & Mazzoli, 1997). Pieghe parassite da aperte a strette mostrano
piani assiali da molto a poco inclinati e vergenze che
variano tra SE e SW. Il trend della piega regionale F1CG
diventa circa N-S nella zona di Monte Sacro (Fig. 3). I
dati della stratificazione dell’intero Gruppo del Cilento
sono abbastanza dispersi con inclinazioni da deboli a
moderate (con un cluster principale con immersione a
NNE; Fig. 10h). La natura non cilindrica delle pieghe
F1CG è confermata dalla variabilità delle cerniere minori associate (Fig. 10i).
EVOLUZIONE TETTONO-SEDIMENTARIA DEL COMPLESSO D'ACCREZIONE LIGURIDE IN APPENNINO MERIDIONALE
128
Fig. 12 - Schema evulutivo della deformazionenell’Unità Nord-Calabrese.
Come il Gruppo del Cilento, anche la Formazione
di Monte Pruno è caratterizzata da una singola fase
deformativa espressa da pre-buckle thrust e pieghe alla
macro-scala (Ciarcia et alii, 2009). I poli della stratificazione si distribuisco attorno a una ciclografica con
orientazione NNE-SSW e forniscono un asse (π) immergente a WNW (Fig. 10j).
DISCUSSIONE
Dall’analisi dei dati strutturali delle unità Nord Calabrese e Parasicilide risulta un pattern simile caratterizzato da set di pieghe sovrapposte e strutture associate. Dall’analisi cinematica delle faglie inverse associate
con le pieghe F1-2NC e F1-2PS (Fig. 11), dall’orientazione del
piano XY dell’ellissoide dello strain finito (clivaggio) che
caratterizza ogni stadio deformativo e dall’orientazione
delle superfici assiali delle pieghe, può essere dedotto
un raccorciamento regionale NW-SE per gli stadi deformativi D1-2NC e D1-2PS. Inoltre, il raccorciamento NW-SE
e il trasporto tettonico verso SE sono registrati anche
nelle unità carbonatiche della Piattaforma Appenninica, poste a letto del Complesso d’Accrezione Liguride, a
sud della area di studio (Fig. 1), dove sono caratterizzate da una cinematica top-to-the-ESE (Vitale & Mazzoli,
2009), con l’unità di alta pressione Lungro-Verbicaro
(Iannace et alii, 2005) che sovrascorre l’unita non metamorfica Pollino-Ciagola. I primi stadi deformativi della
Piattaforma Appenninica in Italia meridionale (Iannace
et alii, 2007) sono avvenuti durante gli ultimi stadi della
rotazione del blocco Sardo-Corso e dell’apertura coeva
del bacino Liguro-Provenzale, associati alla subduzione
continentale che ha susseguito il consumarsi della litosfera oceanica, originariamente interposta tra i paleomargini continentali Africano-Apulo e Europeo.
Nell’area indagata, l’Unità Nord-Calabrese è caratterizzata sempre da tre fasi deformative (D1-2-3NC),
documentate da set di pieghe sovrapposte (F1-2-3NC), in
entrambe le formazioni presenti (delle Crete Nere e del
Saraceno). Le deformazioni interessano l’Unità NordCalabrese fino ai depositi di avanfossa della Formazione del Saraceno (Membro di Sovereto) ma non le
successioni del discordante Gruppo del Cilento vincolando così l’età dei primi due eventi deformativi (F1-2NC)
al Burdigaliano. I primi due set di pieghe presentano
una geometria all’incirca coassiale, e l’intervallo di tempo limitato in cui devono essersi sviluppati, suggerisce
che i due eventi plicativi probabilmente hanno preso
parte a una deformazione progressiva caratterizzata da
un raccorciamento NW-SE (nelle coordinate attuali).
Qualora gli stadi deformativi D1-2NC appartengano ad
una sequenza deformativa progressiva si deve ipotizzare un’evoluzione strutturale dell’Unità Nord-Calabrese
che può essere sintetizzata come segue:
(1) durante la prima fase deformativa (D1NC) un raccorciamento iniziale parallelo alla stratificazione ha
prodotto pre-buckle thrust mesoscopici con piccoli rigetti che mostrano una tipica geometria coniugata con
un angolo moderato di circa 30° rispetto alla stratificazione (Fig. 12a).
(2) Una successiva deformazione, con amplificazione plicativa, ha generato pieghe isoclinali (F1NC) i cui
fianchi sono stati intensamente stirati fino a diventare
paralleli al piano XY dell’ellissoide della deformazione
finita (Fig. 12b). Tale fenomeno è evidente nelle torbiditi a dominante calcarea del Membro di Punta Telegrafo (parte bassa della Formazione del Saraceno) con la
formazione di boudinage, sistemi di vene en enchelon e
shear zone estensionali coniugate lungo i fianchi delle
pieghe F1NC, registrando uno strain oblato con estensione sia lungo l’asse del massimo (X), sia lungo quello
intermedio (Y) dell’ellissoide dello strain finito. Questo
processo ha anche prodotto lo sviluppo locale di pieghe
intrafoliali sradicate (Fig. 12c).
(3) Durante il secondo stadio deformativo (D2NC)
(Fig. 12d) avviene un successivo raccorciamento di
Boudin di strati rigidi sviluppando localmente boudin
piegati (Ramsay & Huber, 1983). Questo raccorciamento ha anche prodotto pieghe da strette a aperte (F2NC)
vergenti principalmente a SE e subordinatamente a
129
S. VITALE ET ALII
Fig. 13 - Schema sinottico delle correlazioni tra gli stadi deformativi e le unità tettoniche analizzate.
NW (Fig. 12e). La geometria quasi coassiale delle pieghe F1NC e F2NC, risulta più sviluppata nella Formazione
delle Crete Nere e nella parte bassa della Formazione
del Saraceno rispetto alla parte medio superiore della
Formazione del Saraceno.
(4) Il terzo stadio deformativo (D3NC), infine, ha
generato lo sviluppo locale di meso- e macro-pieghe
(come nelle aree di Pisciotta-Ascea, Pioppi e Orria; Fig.
3) (Fig. 12f).
L’Unità Parasicilide, posta a letto dell’Unità-Nord
Calabrese, presenta un pattern deformativo simile anche se con caratteri più eterogenei. Gli eventi deformativi D1-2-3PS sono evidenziati da tre set di pieghe (F1-2-3PS).
Le pieghe F1PS mostrano forme da strette a isoclinali,
mentre le pieghe F2PS restituiscono angoli interfianchi
più grandi; le pieghe F3PS, essendo sviluppate essenzialmente sui fianchi verticali delle pieghe F2PS, tendono,
invece, a mostrare piani assiali da sub-orizzontali a debolmente immergenti. Le pieghe F1-2PS si sono sviluppate essenzialmente durante il Burdigaliano (Fig. 13).
in considerazione dei vincoli geocronologici, inclusi
i nuovi dati AFT (Ciarcia et alii, 2012) essendo condizionate dalle età dei depositi più recenti dell’Unità Parasicilide (Formazione delle Arenarie di Albanella che
raggiunge il Burdigaliano) e dall’età dei primi depositi del Gruppo del Cilento (Membro delle Arenarie di
Cannicchio del Burdigaliano terminale-Langhiano basale). Il primo stadio plicativo ha generato, a scala regionale, un treno di pieghe rovesciate vergenti a SE e
pieghe parassite associate. Queste strutture sono state
ripiegate dalle pieghe F2PS e successivamente dissecate
da due faglie principali di scollamento osservate all’interno dell’area di studio, entrambe che separano l’Unità
Nord-Calabrese a tetto, dalla successione generalmente
rovesciata dell’Unità Parasicilide a letto (Figg. 3 e 7).
Queste faglie possono essere interpretate come strutture estensionali in quanto troncano drasticamente le
pieghe a letto e a tetto e portano all’omissione tettonica
dell’Unità Parasicilide e parte della Formazione delle
Crete Nere nel settore SE dell’area di studio (Fig. 3).
L’estensione orizzontale del Cuneo d’Accrezione Liguride nel Miocene Medio è stata innescata dal precedente
sovraispessimento del cuneo, prodotto dal sovrascorrimento dell’Unità Nord-Calabrese sull’Unità Parasicilide
e dall’intenso raccorciamento, che risulta dagli stadi
deformativi D1-2NC ed D1-2PS. In un contesto del genere,
le ridotte velocità di subduzione, note tra 15 e 10 Ma
(Faccenna et alii, 2001), avrebbero agevolato l’estensione interna, controllata dalla dinamica del cuneo, ben
conosciuta nei complessi d’accrezione come funzione
della reologia del cuneo e delle caratteristiche dello
scollamento basale (Davis et alii, 1983; Dahlen, 1984;
Platt, 1986; Willet, 1999).
L’assottigliamento del prisma d’accrezione potrebbe aver generato uno spazio d’accomodamento in posizione di wedge-top e l’identificazione di due depocentri
principali nell’area esaminata (M. Stella e M. Sacro),
riempiti dai sedimenti del Gruppo del Cilento che sigillano chiaramente i contatti tettonici tra le unità NordCalabrese e Parasicilide. Questi contatti tettonici, come
pure i principali sovrascorrimenti posti alla base del
Complesso d’Accrezione Liguride, sono stati piegati
successivamente dall’embricazione nel letto dei carbonati della Piattaforma Appenninica. L’esumazione registrata dall’età di 11.4 ± 1.5 MA (Tortoniano inferiore)
delle tracce di fissione nelle apatiti dalla Formazione
del Saraceno in Lucania (Invernizzi et alii, 2008) potrebbe essere associato a questo rinnovato raccorciamento.
Anche il Gruppo del Cilento è deformato come mostrato dalle strutture da raccorciamento parallelo alla stratificazione, pieghe F1CG asimmetriche e faglie inverse
associate. Le pieghe F1CG da aperte a strette, che mostrano cerniere generalmente angolari, sono tipicamente
non cilindriche e caratterizzate da una variabilità del-
EVOLUZIONE TETTONO-SEDIMENTARIA DEL COMPLESSO D'ACCREZIONE LIGURIDE IN APPENNINO MERIDIONALE
130
Fig. 14 - Carte schematiche dell'evoluzione tettonica dal Cretaceo superiore al Miocene superiore del sistema Arco Calabro (AC)-Appennino
Meridionale (AM) all'interno del quadro geodinamico del Mediterraneo occidentale. (da Dewey et alii, 1989; Mazzoli & Helman, 1994; Michard
et alii, 2002; Patacca & Scandone, 2007).
le orientazioni delle cerniere (con trend principali da
NW-SE a E-W). All’interno della successione del Gruppo del Cilento si osservano variazioni nello stile plicativo : una generale crescita delle lunghezze d’onda delle
pieghe è osservata dagli strati sottili del Membro delle
Arenarie di Cannicchio, dove sono presenti pieghe da
chiuse a strette di dimensioni da centimetriche a metriche, fino agli strati metrici della Formazione di San
Mauro, caratterizzati da pieghe aperte con lunghezza
d’onda delle decine di metri. La deformazione fragile
localizzata nelle cerniere delle pieghe strette indica che
il piegamento è avvenuto in condizioni di bassissima
temperatura. Nel settore nord-orientale dell’area di studio, il Gruppo del Cilento è piegato, solidalmente con il
suo substrato, nella sinclinale di importanza regionale
di Orria (Fig. 3),accompagnata da un sistema di pieghe
parassite rovesciate e vergenti a S-SW. La deformazio-
ne, avvenuta in sedimenti non completamente litificati
(Zuppetta & Mazzoli, 1997) ed evidenziata dall'assenza
di un clivaggio o dall'assenza di deformazione alla scala
del cristallo, indica un’origine precoce (sin-diagenetica)
per la sinclinale di Orria, che interessa i sedimenti del
Gruppo del Cilento immediatamente dopo la loro deposizione. La deformazione del Gruppo del Cilento, pertanto, potrebbe essere avvenuta nel Tortoniano immediatamente dopo la deposizione degli intervalli più recenti della Formazione di San Mauro (Tortoniano inferiore, in accordo con Russo et alii, 1995) come suggerito
da Zuppetta & Mazzoli (1997). I depositi non completamente litificati si sono deformati in uno scenario di
sovrascorrimento, associato a uno strain non-coassiale,
che può aver intensificato il piegamento non cilindrico
producendo una grande variabilità dei trend degli assi
delle pieghe nell’area di Orria (Fig. 3). Nella carta geolo-
131
S. VITALE ET ALII
gica (Fig. 3) sono riportate le orientazioni delle pieghe
dell’intera area di studio e le direzioni degli assi delle
pieghe mesoscopiche, sia per le unità del Complesso
d’Accrezione Liguride che per il Gruppo del Cilento. Le
unità Nord Calabrese e Parasicilide presentano dei trend
NE-SW piuttosto omogenei (F1-2-3NC, F1-2-3PS) ed una certa
coassialità è osservata anche tra le pieghe del Gruppo
del Cilento (F1CG) e le pieghe del substrato (F1-2-3NC e
F1-2-3PS) nell’area compresa tra Pollica, Punta Licosa e
Cicerale. Invece nell’area compresa tra Pioppi, Ascea e
Orria (Fig. 3) le pieghe nel Gruppo del Cilento (F1CG) e il
terzo set di pieghe nel Complesso d’Accrezione Liguride
(F3NC and F3PS) sono caratterizzate da assi con trend da
E-W a NW-SE. Il set di pieghe di terza fase sviluppato nel Complesso d’Accrezione Liguride e l’unico set di
pieghe osservato nel Gruppo del Cilento sono caratterizzati da una geometria non cilindrica. Tuttavia essi
mostrano un certo parallelismo in tutti i settori dove
gli strati del Gruppo del Cilento sono piegati con il loro
substrato suggerendo che il piegamento del Gruppo
del Cilento ha prodotto un ripiegamento tardivo (terza
fase) delle sottostanti unità del Complesso d’Accrezione
Liguride. I dati strutturali acquisiti come pure le informazioni regionali disponibili dalle sezioni del Gruppo
del Cilento esposte in Lucania (Cello & Mazzoli, 1998;
Mazzoli, 1998b; Cesarano et alii, 2002; Zuppetta et alii,
2004) suggeriscono che la deformazione tortoniana del
Gruppo del Cilento e il piegamento di terza fase del sottostante Complesso d’Accrezione Liguride è avvenuto
come il risultato di un raccorciamento NE-SW, coerente con la generale evoluzione tettonica dell’Appennino
Meridionale dal tardo Miocene al Pleistocene dominato da un thrusting diretto a NE (e.g. Johnston & Mazzoli, 2009; Vitale et alii, 2012). Per quanto riguarda la
Formazione del Monte Pruno, la sua età (Burdigaliano
terminale-base Langhiano), lo stile deformativo, la distribuzione dei poli della stratificazione (che risulta da
un piegamento intorno ad un asse immergente a WNW;
vedi i diagrammi h e k in Fig. 10) e la posizione stratigrafica (ricoprendo in discordanza l’Unità Parasicilide
nella Valle del Fiume Sele) suggeriscono una possibile
correlazione con la parte inferiore del Gruppo del Cilento (Fig. 4). Prendendo in considerazione che: (i) la
Formazione di Monte Pruno è caratterizzata da torbiditi fini con intercalazioni di livelli di arenarie (Ciarcia et
alii, 2009); (ii) il Membro delle Arenarie di Cannicchio
è formato da torbiditi pelitico arenitiche (affioranti dal
Monte Stella all’area di Cicerale, Orria; Fig 3); e (iii) la
parte bassa della Formazione di Torrente Bruca è caratterizzata da conglomerati ad elementi di rocce cristalline (affiorante da Pisciotta a Monte Sacro) è possibile
ipotizzare una sorgente di sedimenti silicoclastici posta
a SW dell’area di studio per i sedimenti che riempiono
i bacini di wedge-top del Miocene Medio con una distribuzione di facies caratterizzata da un fining verso NE.
Una possibile sorgente di detrito da rocce cristalline è
rappresentata dai blocchi di crosta continentale della
placca sovrascorrente i cui resti attualmente affiorano
estensivamente nell’Arco Calabro (Fig. 1) o come corpi
dragati lungo il margine meridionale del Mar Tirreno
(e.g. Monte Flavio Gioia; Dal Piaz et alii, 1983; Critelli
& Le Pera, 1990).
EVOLUZIONE GEODINAMICA
Il contesto geodinamico in cui avviene l’evoluzione
tettonica del Complesso d’Accrezione Liguride, dal tardo Cretaceo al tardo Miocene, è stato schematizzato in
carte paleogeografiche (Fig. 14) con un maggiore dettaglio sulla sua storia miocenica (Fig. 15). Proprio durante il Miocene Inferiore, nel tardo Aquitaniano (Figg.
14b e 15a), si depositano le prime arenarie di avanfossa
(Membro di Sovereto della Formazione del Saraceno)
nel dominio Nord-Calabrese. Successivamente, l’intera
successione è accreta nel cuneo orogenico, deformata
da un generale raccorciamento NW-SE (D1NC), sviluppando pieghe isoclinali F1NC, con una sedimentazione
d’avanfossa che, stavolta, interessa il dominio Parasicilide con la deposizione della Formazione delle Arenarie
di Albanella (Fig. 15b). Un importante evento tettonico
avviene durante il Burdigaliano mentre il cuneo d’accrezione collide con il bordo occidentale della piattaforma appenninica, posta sul margine continentale apulo.
Lo speronamento (buttressing) contro la rampa crostale, che borda il dominio della Piattaforma Appenninica
(Fig. 15c), produce un impilamento a grande scala (con
l’Unità Nord-Calabrese che sovrascorre estensivamente
l’Unità Parasicilide) e un’intensa deformazione interna
per entrambe le unità con l’Unità Parasicilide che è interessata dai due stadi deformativi D1-2PS. Il buttressing
a scala crostale, un processo capace di produrre un’esumazione rapida di rocce profonde all’interno di cunei
d’accrezione collisionali (Jamieson & Beaumont, 1989),
è anche evidenziato dall’esumazione di unità ofiolitiche di alta pressione (in facies scisti blu) in Lucania
(Mazzoli, 1998a,b). Durante il sovrascorrimento del
cuneo d’accrezione, raccorciato e ispessito, sul settore
interno della piattaforma appenninica (Fig. 15d), la sedimentazione d’avanfossa si impostava sulle porzioni
subsidenti progressivamente più esterne della piattaforma carbonatica, ospitando le formazioni del Bifurto
(Selli, 1957) e di Laviano (sensu Selli, 1957). A partire
dal Langhiano (Fig. 14c), il cuneo d’accrezione sovraispessito subisce uno stiramento orizzontale che porta
alla formazione di scollamenti estensionali che trasferiscono la dislocazione alla base del cuneo in espansione
(Fig. 15e). Questa estensione sinorogenica favorisce lo
sviluppo di uno spazio di accomodamento in depocentri di bacini wedge-top che sono riempiti dai depositi
del Gruppo del Cilento. Questi sono rapidamente deformati insieme con gli strati sottostanti da pieghe non
cilindriche (D1CG, D3NC e D3PS) come risultato di un raccorciamento dominante NE-SW. Infine durante il tardo Tortoniano-basso Messiniano (Fig. 14d) si sviluppa
una serie di bacini di wedge-top che sigillano i contatti
tettonici tra le unità derivate dal Complesso d’Accrezione Liguride-Piattaforma Appenninica-Bacino Lagonegrese-Molisano. Tali bacini sono riempiti dalle formazioni di Monte Sacro, Monte Siero e Castelvetere (Fig.
15f) mentre un’estensione di retroarco si sviluppa nella
placca sovrascorrente portando all’ apertura del Mar
Tirreno e, contemporaneamente, il thrusting vergente
a NE continua al fronte della catena appenninica (e.g.
Dewey et alii, 1989).
EVOLUZIONE TETTONO-SEDIMENTARIA DEL COMPLESSO D'ACCREZIONE LIGURIDE IN APPENNINO MERIDIONALE
132
Fig. 15 - Sezioni geologiche schematiche dell'evoluzione tettonica dell'area di studio durante il Miocene.
CONCLUSIONI
Il Complesso d’Accrezione Liguride dell’Italia Meridionale si è sviluppato durante la convergenza delle
placche africana e euroasiatica e la subduzione della
litosfera oceanica neotetidea (Ogniben, 1969; Knott,
1987; Bonardi et alii, 1988a) nel contesto dell’area Alpino-Mediterranea (Dewey et alii, 1989), dal tardo Cretacico a oggi. Lo studio effettuato fornisce l’opportunità di
analizzare l'evoluzione delle unità del complesso d’accrezione di derivazione oceanica durante la successiva
entrata della litosfera continentale nella fossa di subduzione, e può rafforzare la nostra comprensione dei
processi geodinamici di primo ordine che avvengono
lungo margini di placche convergenti. L’analisi strutturale e stratigrafica del Complesso d’Accrezione Liguride
e dei bacini di wedge-top associati, affioranti in Campania (Fig. 3), ci hanno permesso di comprendere gli stadi
finali della subduzione oceanica, corrispondente anche
agli stadi terminali dell’estensione del bacino LiguroProvenzale, e del coinvolgimento precoce nella deformazione della parte distale del margine continentale
apulo, durante il Miocene Inferiore. I dati strutturali
forniti evidenziano un raccorciamento dominante NWSE durante il Burdigaliano. Questo è completamente
slegato con la vergenza NE del thrust belt appenninico durante lo sviluppo successivo dell’orogene arcuato
Appenninico-Calabrese-Siciliano. L’ultimo processo è
avvenuto a partire dal Tortoniano inferiore (e.g. Patacca
& Scandone, 1989; Monaco et alii., 1996; Patacca et alii.,
2007; Johnston & Mazzoli, 2009; Spina et alii, 2011).
In accordo con i dati acquisiti, integrati con vincoli
stratigrafici, il Burdigaliano è stato uno stadio fonda-
133
S. VITALE ET ALII
mentale nell’evoluzione tettonica del Complesso d’Accrezione Liguride in Italia Meridionale. Il buttressing
del cuneo d’accrezione contro la rampa crostale che
bordava verso l’oceano (i.e. ad ovest) la Piattaforma Appenninica ha prodotto un sostanziale raccorciamento
del cuneo registrato da un piegamento e un thrusting
intensi. Durante il Langhiano, successivamente all’impilamento tettonico sul settore occidentale della catena appenninica il cuneo d’accrezione, precedentemente sovraispessito, ha subito un’estensione innescando
lo sviluppo di faglie di scollamento. Queste strutture
hanno favorito la creazione di uno spazio di accomodamento in depocentri di bacini wedge-top che hanno
ospitato la deposizione del Gruppo del Cilento del Miocene Medio. Quest’ultimo è stato piegato da un raccorciamento dominante NE-SW durante il Tortoniano perciò, una variazione geodinamica importante è avvenuta
mentre il bacino Tirrenico ha iniziato ad aprirsi come
risultato di un’estensione di retroarco. Il thrusting frontale coevo ha prodotto l’imbricazione diretta a NE delle
unità derivate dall’avampaese apulo a letto del Cuneo
d’Accrezione Liguride precedentemente impostato. Le
strutture associate sono state sigillate dai sedimenti di
bacini di wedge-top del Miocene Superiore mentre la
deformazione si è propagata verso l’avampaese, continuando il thrusting diretto a NE dal Pliocene al Pleistocene Inferiore (Corrado et alii., 2002, 2005; Mazzoli et
alii., 2006). I nostri risultati, quando confrontati con la
ben conosciuta storia tettonica del thrust belt, dal tardo Miocene al Quaternario, evidenziano la presenza di
un’interruzione importante nell’evoluzione geodinamica neogenica dell’Appennino Meridionale. La storia tettonica della catena può essere infatti suddivisa in due
stadi principali separati dall’assottigliamento e creazione di uno spazio di accomodamento nel Miocene Medio: uno stadio iniziale dominato da un raccorciamento generale orientato NW-SE, connesso con l’apertura
del bacino Liguro-Provenzale, e uno stadio successivo
coevo con l’apertura tirrenica e caratterizzato da un
raccorciamento SW-NE. Questi studi, focalizzandosi
sul più vecchio, e il meno conosciuto tra i due stadi deformativi, ha rivelato una serie di eventi tettonici che
sono stati probabilmente controllati da una complessa
interazione tra l’architettura del margine continentale
(e l’eredità strutturale associata), modi e velocità dei
processi di subduzione e dinamica interna del cuneo.
Ringraziamenti
Questo lavoro è dedicato alla memoria di Glauco Bonardi la
cui decennale attività di studio del Complesso d’Accrezione Liguride ha creato la strada lungo la quale si sono mossi i primi passi
di questa ricerca.
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