i O <£■ Vi - S C, 1 3 C $0 MEMORIE DELLA SOCIETÀ DEI NATURALISTI IN NAPOLI VOLUME I - PARTE SECONDA SOCIETÀ DEI NATURALISTI IN NAPOLI Via Mezzocannone, 8 1971 MEMORIE DELLA SOCIETÀ DEI NATURALISTI IN NAPOLI VOLUME I - PARTE SECONDA Supplemento al Volume LXXX (1971) del « Bollettino della Società dei Naturalisti in Napoli » SOCIETÀ DEI NATURALISTI IN NAPOLI Via Mezzocannone, 8 1971 Hanno contribuito alla stampa del presente volume: il BANCO DI NAPOLI la PRESIDENZA DEL CONSIGLIO DEI MINISTRI il MINISTERO DELLA PUBBLICA ISTRUZIONE il CONSIGLIO NAZIONALE DELLE RICERCHE AVVISO È in corso di stampa la II parte del I volume delle Memorie della Società dei Naturalisti in Napoli Il prezzo del volume completo ( la I e la II parte non si cedono separa¬ tamente) è di lire 10.000 (doli. USA 16). più lire 1.000 (doli. USA 1,5) per spese di spedizione. Coloro che intendono acquistare questo volume sono pregati di rivolgersi alla Segreteria della Società dei Naturalisti, Via Mezzocannone, 8 80134 Napoli, accompagnando la richiesta col relativo importo. N O T I C E The I Volume, Il Part of thè Memorie della Società dei Naturalisti in Napoli is in press. Prices for thè entire Volume (I and II Part are indivisible) lire 10.000 (USA doli. 16), for surface postage add lire 1.000 (USA doli. 1,5). To order thè Volume please send order and money to Segreteria della Società dei Naturalisti, Via Mezzocannone, 8 - 80134 Napoli, Italia. Lineamenti di tettonica e sedimentazione nel Miocene dell' Appennino campano-lucano Nota di T. PESCATORE, I. SGROSSO e M. TORRE (Tornata d-el 9 giugno 1969) RIASSUNTO Nei sedimenti miocenici dell’Appennino campano-lucano poggianti stratigrafìcamente su depositi carbonatici di piattaforma vengono distinte due differenti successioni: a) successioni trasgressive concordanti (trasgressione preorogenetica); b) successioni trasgressive discordanti (trasgressione sinorogenetica). Questo studio riguarda in particolare la trasgressione sinorogenetica. Tali depositi trasgressivi sono costituiti prevalentemente da sedimenti arenacei, individuati col nome di Flysch di Castelvetere (sul Calore) nei quali sono intercalati tettonicamente e blocchi della serie calcarea mesozoica e coltri al- loctone varie. Questo fenomeno trasgressivo viene riconosciuto su di una vasta area che si estende almeno dai Monti della Maddalena al Matese orientale. I caratteri fondamentali di questi depositi, che costituiscono un ciclo di sedimentazione di età Langhiano medio superiore - Tortoniano inferiore, sono: 1) appoggio stratigrafìco su tutti i termini della serie carbonatica e sui depositi della tra¬ sgressione preorogenetica ad essi connessi, e sulle coltri alloctone; 2) natura litologica dei depositi basali differente da quella del substrato; 3) facies dei depositi basali generalmente neritiche circalittorali o epibatiali; 4) depositi con caratteri di Wildflysch. Tali caratteristiche vengono interpretate quale conseguenza della tlaslazione delle Piattaforme verso l’Adriatico e del loro arrivo in un bacino a sedimentazione terrigena. Viene messo in evidenza inoltre che nell’Appennino meridionale la Piattaforma interna (o tir¬ renica) e quella esterna (o adriatica) hanno avuto una evoluzione differente nel Miocene; tali piat¬ taforme si sono spostate verso l’avampaese in età differente (nel Langhiano quella interna, nel Ser- ravalliano quella esterna) e con differente entità (notevole nella prima, ridotta o addirittura tra¬ scurabile nella seconda). Vengono messe in evidenza nel Miocene più fasi tettoniche di importanza regionale: la prima nel Langhiano medio superiore, la seconda nel Serravalliano, la terza nel Tortoniano. La formazione di Castelvetere viene infine correlata con le altre successioni terrigene di età Lan- ghiano-Tortoniano che affiorano nellTtalia meridionale. SUMMARY Two different series lying stratigrafically on thè neritic carbonatic deposits have been distinguished in thè Miocenic sediments of thè Campania Lucania Apennines: a) thè disconformably series (preorogenetic trasgression); b) thè angular unconformably series (sinorogenetic trasgression). These studies are particularly concerned with thè sinorogenetic trasgression. Such trasgressive deposits are mainly formed of arenaceous sediments, named Flysch of Castelve¬ tere (sul Calore), in which various blocks of mesozoic carbonatic series and allocthonous sheets («Argille Varicolori » s.I.) are tectonically intermingled. This trasgression is recognisable over a vaste area which extend at least from thè Maddalena Mountains to thè Eastern Matese. The fundamental characteristics of these deposits, which constitute a sedimentary cycle of thè Middle-Upper Langhian to thè Lower Tortonian in age, are: 1) thè stratigrafie contact with all thè terra nes of carbonatic series and with preorogenetic tra¬ sgressive deposits and with thè alloctonous sheets; * Lavoro eseguito con il contributo del Consiglio Nazionale delle Ricerche. 22 2) thè litologie composition of thè above is different from that of thè substratum, even in thè basai facies; 3) thè basai facies are generally neritic circalittoral or bathial; 4) thè deposits have thè Wildflysch characteristics. Such characters are interpretated as consequence of thè traslation of thè carbonatic neritic plat- forms towards thè Adriatic and its arrivai in thè basin with terrigenous sedimentation. It is even more evident that in thè Southern Apennines thè internai (or Tirrenic) and external (or Adriatic) platforms have had a different evolution during thè Miocene; such platforms have moved towards thè foreland in different age: during thè Langhian age thè internai one, and during le Ser¬ ra vallian age thè external one, and in different measures (thè first notably, thè second little or not at all). More tectonic phases of regional importance are evident in thè Miocene: thè first during thè Middle-Upper Langhian, thè second during thè Serra vallian, thè third during thè Tortonian. The Flysch of Castelvetere is correlated with other terrigenous series of thè Langhian-Tortonian age, which exist in Southern Italy. I - PREMESSA. Dal Matese ai Monti della Maddalena si ritrovano sedimenti miocenici terrigeni che poggiano, talora stratigraficamente, sui depo¬ siti carbonatici di piattaforma i quali costitui¬ scono una gran parte dell'Appennino meri¬ dionale; questi rapporti stratigrafici, sebbene già riconosciuti in alcune zone e interpretati comunque come contatti trasgressivi, non sono stati inseriti, a nostro avviso, con suffi¬ ciente efficacia nel quadro della geologia del- l’Appennino meridionale. Nell’area in esame questi depositi costitui¬ scono un ciclo di sedimentazione di età lan- ghiano-tortoniana o di età serravalliano-tor- toniana delimitato generalmente alla base dai calcari della serie carbonatica e alla som¬ mità dai sedimenti del ciclo del Messiniano- Pliocene inf. (Coppa De Castro, Moncharmont Zei, e al., 1970). Nei sedimenti terrigeni di questo ciclo, di norma discordanti sui calcari di piattaforma, sono intercalati nella parte basale della suc¬ cessione blocchi calcarei e masse di materiale alloctono. I rapporti stratigrafici tra serie mioceniche terrigene e serie calcaree vengono interpretati come « pseudotrasgressivi », intendendo con questo termine l’appoggio stratigrafico di se¬ dimenti prevalentemente terrigeni sulla Piat¬ taforma carbonatica o parti di essa dopo la traslazione di quest’ultima verso l’Adriatico e la sua conseguente messa in posto in un bacino a sedimentazione terrigena. Nei depositi miocenici terrigeni del ciclo Langhiano-Tortoniano sono intercalate Argille Varicolori in masse lenticolari a più livelli. Una vasta coltre alloctona limita superior¬ mente questa successione. Usiamo il termine « Argille Varicolori » in senso lato comprendendovi non soltanto il materiale caotico prevalentemente argilloso, ma anche masse più o meno estese di sedi¬ menti di diversa origine ed età che in esso sono inglobate. In accordo con Selli 1962 e altri Autori, riteniamo questo materiale alloctono e di provenienza tirrenica. Per il ciclo di sedimentazione intendiamo una successione stratigrafica (costituita da una o più formazioni) delimitate a tetto e a letto da marcati eventi tettonici, ma non necessaria¬ mente compresa tra due regressioni (Coppa De Castro, Moncharmont Zei e al., 1970). Il ciclo del Langhiano-Tortoniano (o del Serravalliano-Tortoniano) è delimitato alla base dalla piattaforma carbonatica, messa in posto nella fase tettonica langhiana (o serra- valliana) e alla sommità dalle coltri alloctone di Argille Varicolori, messe in posto nel Tor- toniano. I caratteri generali dei sedimenti di questo ciclo sono; 1) nessuna connessione tra i caratteri se¬ dimentari del substrato calcareo e dei sedi¬ menti terrigeni sovrastanti; 2) discordanza più o meno marcata tra substrato e sedimenti terrigeni; 3) depositi basali di tipo Wildflysch; 4) a luoghi depositi pelagici direttamente poggianti sui calcari della piattaforma; 5) presenza di elementi delle coltri già nei sedimenti basali della successione. I depositi terrigeni di questo ciclo so- — 339 — no ben distinti da quelli che costituiscono la successione miocenica trasgressiva illustra¬ ta da Selli 1957 su scala regionale, le cui caratteristiche fondamentali si possono così sintetizzare: a) connessione tra i caratteri sedimen¬ tari del substrato e quelli dei depositi tra¬ sgressivi; b) concordanza quasi sempre perfetta tra il substrato (in genere del Cretacico superio¬ re) e i sedimenti trasgressivi; c) evoluzione della sedimentazione da facies calcaree biocostruite o calcarenitiche a facies terrigene spesso torbiditiche. Ouest'ultima trasgressione, con depositi basali calcarei in genere concordanti sul sub¬ strato, è in relazione ai movimenti di tipo epirogenetico (trasgressione preorogenetica); la prima invece di norma discordante e con sedimenti terrigeni basali, è da noi messa in rapporto con i movimenti traslativi dei mas¬ sicci calcarei campano-lucani verso l’Adriati¬ co; movimenti traslativi che hanno portato la piattaforma carbonatica in un bacino a sedi¬ mentazione terrigena (trasgressione sinoroge- netica). Lo studio sul terreno è stato eseguito da T. Pescatore e I. Sgrosso; il primo ha curato particolarmente le aree dei gruppi montuosi del M. Marzano, del Partenio e del Taburno- Camposauro; il secondo i gruppi dei M. della Maddalena, dei Picentini e del Matese. Le ana¬ lisi micropaleontologiche sono dovute a M. Torre. Le considerazioni conclusive sono state scritte in collaborazione. In questi ultimi anni vari Autori (Blow 1959, 1969; Bolli 1957, 1966, etc.) hanno ap¬ profondito lo studio dei foraminiferi plancto¬ nici e sono giunti ad una conoscenza sempre più precisa della distribuzione verticale totale dei vari « taxa », al punto da poter effettuare accurate zonazioni nei vari piani del Paleo¬ gene e del Neogene. La correlazione tra tali zonazioni — rico¬ nosciute quasi sempre in aree tropicali — e le successioni biostratigrafìche degli stratotipi istituiti nelle zone temperate è ancora oggetto di studio. In particolare il problema della cor¬ relazione tra gli stratotipi istituiti in Italia (tra cui Langhiano, Serravalliano e Tortonia- no) e le zonazioni definite nelle aree tropicali da Blow (1969) è stato affrontato da Cita e Blow 1969 i quali sono giunti alle seguenti conclusioni: — il Langhiano-tipo comprende le biozone N. 8 (parte), N. 9 e N. 10 (parte) di Blow; il suo inizio è all’incirca coincidente con la com¬ parsa delle Praeorbulina, mentre il top è suc¬ cessivo alla comparsa di O. universa nonché a quella di G. peripheroacuta; — il Serravalliano-tipo è compreso tra le biozone N. 10 e N. 13 (parte) di Blow; il suo inizio è quindi all'incirca coincidente con la comparsa di G. peripheroacuta ed il top pre¬ cedente alla comparsa della G. nepenthes ; — il Tortoniano-tipo comprende le biozone tra la N. 15 (parte) e la N. 17 di Blqw; sareb¬ be cioè compreso tra la zona a G. continuosa e quella a G. tumida plesiotumida. Volendo adottare come riferimento queste successioni biostratigrafìche degli stratotipi per i terreni miocenici di cui ci siamo occu¬ pati, si incontrerebbero due ordini di diffi¬ coltà: a) difficoltà dovute agli ancor poco chiari rapporti di correlazione tra le nostre serie (e in generale quelle dell 'Italia meridionale) e gli stratotipi, aggravate dall’assenza o estrema rarità di varie specie che sono considerate « marker » di zona (vedi ad es. G. insueta, le globorotalie del gr. G. fohsi, etc.); b) difficoltà di linguaggio, e cioè il non fa¬ cile confronto delle microfaune riportate dagli Autori precedenti (a volte formate da soli fora¬ miniferi bentonici) e da loro riferite a deter¬ minati piani, con le nostre associazioni micro¬ faunistiche costituite da planctonici e per di più non sempre in perfette condizioni di con¬ servazione (ciò in dipendenza anche della ca¬ ratteristiche dei sedimenti in cui sono conte¬ nute). Ne viene di conseguenza che non sareb¬ be facile nell'ambito di questo lavoro, parlare di Langhiano e voler indicare in realtà quello che per Selli 1957, 1962, Ogniben 1958; Cre¬ scenti 1966 è la parte alta del loro « Lan¬ ghiano » + parte del loro « Elveziano ». Senza voler ampliare troppo il discorso, ab¬ biamo ritenuto utile in conclusione riferire i sedimenti terrigeni trasgressivi che formano loggetto del presente lavoro ai piani Langhia¬ no, Serravalliano e Tortoniano (parte), così intesi: \AQU/TAN/ANQ l A NON /A NO £1 VE ZZANO ZOPTONZANQ £ T A — 340 — CRESCENTI , 1966 ZONE SUBZONE G/oboroiaha menardii Orbu/ina universa G lobigerinoides tn lo bus Qlobigenmta d issimi l/s Gtoborotaha praemenardn G/obigermoides ob/iquus Cloboquadrma spp 0 sutura/is S ** 5 i? * k N 1 Nfl I * I 5 I JX_ BLOW, 1969 ZONE N./r ZONE N. /€ ZONE N. 15 ZONE N.I4 O/ob/genna nepenthes / Globorotalia (T.) s/akensis ZONE N/3 Spbaero/d/ne l/opsis subdehiscens subdehiscens C/obioenna druryi ZONE N./2 ZONE N.H ZONE N./O ZONE N.9 ZONE N. 8 ZONE N. 7 ZONE N. 6 ZONE N.S ZONE N.4 emended G/oboroiaha (0.) tumida plesiotumìda G/oboroiaha (T.)acoslaensis acostaensis - G. (G.)merotumida G/oborotaha (T.) coniinuosa G/oborota/ia (G ) fohsi G/oborota/ia (G.) praefobsi G/oborota/ia (T.) peri pheroacuta Or bui ina sutura/is - G/oborota/ia (r.) penphero- - ronda G/obigennoides sicanus ■ Globigerinatella insoela Globigermatella msueta G/obigennoides quadnioba- tus ir i/o bus Globigerinatella insueta/ G/obigerinita dissimilis G/oboquadrma dehiscens praedeh/scens - (G) dehiscens dehiscens G/obigennoides quadri loba ■ -tus pnmordius/ Gtoborotaha fr.) kuq/en CITA E BL 0 IV, 1969 % I ■SI § 8 * 3 1 I s ? ZONAZZO N £ CAMPANIA - IO CAM /A (presente la voto, provvisoria) V * * ZONE SUBZONE Cloborolaha menardii - G/ob/germa nepenthes I ? 1 8 Orbuhna s. 1. Sphaeroidinellopsis subaehiscenS s. - Glqbigenna druryi Globoquadr/na alti spira Gtoborotaha mayeri Ss * «Sfi M 2 i 0 su±urqjis Praeorbuhna si - G/obigerinoides G lob/ger/noides bisphericus 1 trilobus 1 Gtoboquadrma dehiscens ss * Catapsydrax 1 dissimili s 8 ì Fig. 1. — Zonazione (provvisoria) del Miocene adottata nel presente lavoro e possibile correlazione con le zonazioni di Crescenti (confine marchigiano-abruzzese, 1966) e di Blow ( aree tropicali, 1969). A fianco di quest’ultima è indicata la posizione degli stratotipi (Cita e Blow, 1969). Langhiano : è caratterizzato dalla esplo¬ sione di G. trilobus cui si accompagnano G. dehiscens nella parte bassa G. bisphericus e O. suturalis nella parte alta; S er r avalli ano : è caratterizzato dalla co¬ stante presenza di O. universa, cui si associano G. mayeri e G. alt ispira : nella sua porzione terminale compare Sphaeroidinellopsis subde¬ hiscens subdehiscens) Tortoniano: inizia con la comparsa della G. nepenthes cui si associa pressoché contem¬ poraneamente G. menardii (1). Tale convenzionale suddivisione è del tutto analoga (considerando il Serravalliano Elve- (1) Questa forma è sempre piuttosto rara, special- mente nei livelli più bassi del Tortoniano. ziano) a quella usata nelle stesse aree e per gli stessi terreni da vari Autori (fig. 1). Per concludere riteniamo al momento più agevole confrontare direttamente le nostre as¬ sociazioni microfaunistiche con il Langhiano o TElveziano di Selli, Ogniben, etc. piuttosto che correlarle più precisamente con gli stra¬ totipi dei piani, la qual cosa comporterebbe necessariamente una revisione generale di tutte le datazioni effettuate fino ad oggi. Nella attesa di una tale necessaria ed urgente revi¬ sione ci siamo sforzati di mostrare sempre dettagliatamente il contenuto microfaunistico delle nostre serie in modo da permettere sem¬ pre un confronto tra le nostre associazioni e quelle rinvenute negli stratotipi. — 341 — Il - CENNI BIBLIOGRAFICI. La trasgressione miocenica con depositi ba¬ sali calcarei e concordanti sul substrato è uno dei fenomeni geologici più vistosi dell Appen¬ nino centro-meridionale. Selli R. 1957 e 1962 illustra i caratteri di questa trasgressione dal¬ l’Abruzzo alla Calabria; Ogniben L. 1957 dà dettagliate notizie stratigrafiche e tettoniche sui depositi miocenici del Casertano. Altri Au¬ tori (Cocco E. e Pescatore T. 1968, D’Argenio B. 1961, 1967, Marini M. 1968, Scandone P. e Sgrosso I. 1965, Scandone P. e Bonardi G. 1960, Sgrosso I. 1964, 1967, Vallario A. 1965, etc.) illustrano i vari aspetti della trasgressio¬ ne miocenica in Campania e in Lucania in studi di carattere locale. In letteratura de¬ positi miocenici trasgressivi analoghi sono noti in Abruzzo e nel Lazio (cfr. Accordi B. e al., 1967). Alcuni Autori hanno segnalato e descritto sedimenti terrigeni direttamente trasgressivi sui depositi carbonatici di piattaforma. Nel Sannio e più precisamente alle pendici del Monte Pentirne (Gruppo Taburno-Campo- sauro) Iacqbacci A. e Martelli G. 1957 de¬ scrivono sedimenti miocenici trasgressivi sui calcari del Cretacico; tali sedimenti sono co¬ stituiti da arenarie a grana fine e grossa e da argille sabbiose. L’età di questi sedimenti sa¬ rebbe probabilmente aquitaniana. In questa stessa area D’Argenio B. 1967, con maggior dettaglio, descrive i rapporti stratigrafici tra Mesozoico calcareo e sedimenti terrigeni che denomina « Flysch di Torrecuso » illustran¬ done la litologia e l’ambiente di sedimenta¬ zione. In base alle microfaune questi sedi¬ menti vengono attribuiti al Serravalliano. Anche in Irpinia vari Autori segnalano de¬ positi miocenici trasgressivi sul mesozoico calcareo. Ardigò G., 1957 in un primo lavoro descrive una serie terziaria affiorante al bordo setten¬ trionale dei Picentini, correlata con i depositi della serie solfifera, la cui età dovrebbe es¬ sere compresa tra il Miocene superiore e « il più basso Pliocene ». Questa successione è costituita da una serie arenacea molassica nella quale sono stratigraficamente interca¬ late in due livelli distinti « Argille Scagliose » e « Placche Flyscioidi », il tutto interpretato come un « potentissimo accumulo caotico - selezionato ossia un olistostroma ». L’autore si pronuncia per l’autoctonia e dei massicci cal¬ carei mesozoici e dei depositi miocenici. Ardigò G., 1958 successivamente descrive, nell’area compresa tra i Picentini e il gruppo del Monte Marzano, sedimenti terziari « pre¬ pliocenici », costituiti ancora da « Argille Sca¬ gliose » varicolori, molasse e terreni flyscioi¬ di, che vengono interpretati come un olisto¬ stroma. Questo Autore segnala inoltre a nord- est del Monte Cervialto, in località Acqua delle Brecce, depositi miocenici trasgressivi sui calcari senoniani a Rudiste costituiti da sedimenti arenaceo-siltosi con rare intercala¬ zioni di brecce ad elementi calcarei e cemento arenaceo. Sempre Ardigò G., 1964 segnala la presenza di materiale flyscioide trasgressivo sui cal¬ cari mesozoici dei Monti Picentini nelle co¬ siddette « terrazze orografiche ». L'Autore ri¬ badisce che il massiccio calcareo dei Picen¬ tini è stato interessato da una tettonica es¬ senzialmente con movimenti verticali (come dimostrerebbero a suo avviso la suborizzon¬ talità attuale delle terrazze orografiche) e che le formazioni terziarie sono essenzialmente autoctone. Le formazioni mioceniche, inter¬ pretate come olistostroma, sono formate da molasse i cui materiali « venivano trascinati da correnti longitudinalmente alle fosse prin¬ cipali ossia con provenienza da NO o da SE », e da depositi clastici calcarei « di apporto prevalentemente locale » con provenienza da SSO: propende però per la provenienza dei clasti terrigeni per un apporto da SE. Tutti questi sedimenti sarebbero autoctoni e de¬ posti da correnti di torbida. Civita M. 1967 e 1969, nei terreni terziari che bordano il massiccio del Terminio Tu.oro distingue, dal basso verso l’alto, i seguenti complessi: 1) Complesso arenaceo conglomeratico ( Are¬ narie di S. Mango), trasgressivo su tutti i ter¬ mini sottostanti e sui calcari della serie car- bonatica. L'età dovrebbe essere compresa tra il Miocene superiore e il Pliocene inferiore. 2) Complesso molassico ( Arenarie di Chiù- sano S. Domenico), trasgressivo sui calcari me¬ sozoici. Il complesso è attribuito genericamen¬ te al Miocene. 3) Complesso argilloso caotico ( Argille Va¬ ricolori scagliose s.l.), « nel quale si compren- — 342 — dono per cause tettoniche » blocchi di mate¬ riale vario. L’età del complesso viene attri¬ buita dubitativamente al Paleogene. Il massiccio del Terminio Tuoro sarebbe in¬ teressato da una tettonica traslativa tale da determinare il carreggiamento o almeno un notevole sovrascorrimento della successione calcarea mesozoica. I blocchi calcarei nelle aree prospicienti al massiccio sarebbero « gal¬ leggianti » sulle formazioni terziarie. I movi¬ menti tettonici avrebbero una età compresa tra il Miocene superiore e il Pliocene inferiore. Chiocchimi U., 1969 nell’area di Montema- rano segnala « olistostromi », blocchi calcarei e lembi di argille varicolori nelle molasse del Miocene medio. Per « olistotromi » l’Autore intende depositi intraformazionali da frane sottomarine costituiti da conglomerati ad abbondante matrice « argilloso-molassica ». An¬ che le argille varicolori sarebbero « preferen¬ zialmente » frane intraformazionali, se non ad¬ dirittura intercalazioni normali politiche nella sedimentazione arenacea. Nella zona del Monte Marzano Zanzucchi G., 1958 accenna a depositi molassici del Mio¬ cene superiore trasgressivi sui calcari del Cre¬ tacico. In questa stessa area, secondo Marini M., 1968 la trasgressione miocenica sarebbe rap¬ presentata da calcareniti che da ovest verso est si riducono di spessore e vengono sosti¬ tuite da sedimenti arenacei (« Molasse infe¬ riori ») direttamente trasgressivi sui calcari mesozoici. L’età di questi depositi è langhiana. Questo Autore descrive inoltre depositi are¬ nacei e conglomeratici del Tortoniano (« Mo¬ lasse superiori ») che sarebbero trasgressivi, tra l'altro, sulle « Molasse inferiori », sulle cal¬ careniti e sul substrato mesozoico. Depositi argillosi o argilloso-arenacei del Tortoniano probabilmente trasgressivi sono segnalati e studiati da Brancaccio L., 1964 nella zona di Lago Laceno (Gruppo del Cer¬ vialto} e da Coppa M. G., 1967 nei dintorni di Salerno. Ili - LA TRASGRESSIONE MIOCENICA PRE- OROGENETICA. Le ricerche di Selli, 1957 e di vari altri Au¬ tori permettono di tracciare un quadro soddi¬ sfacente della sedimentazione miocenica tra¬ sgressiva concordante sui depositi carbonati- ci di piattaforma dell'Appennino campano¬ lucano. Nella zona campana, dove la serie mesozoi¬ ca è caratterizzata da una lacuna mediocre¬ tacica marcata da un orizzonte di bauxite (Matese p.p., Monte Maggiore, Camposauro), il Miocene calcareo basale è spesso bioco- struito (calcari a litotamni, Formazione dì Cusano Selli 1957) ed evolve rapidamente a facies pelagiche (Marne ad orbuline, Forma¬ zione dì Longano Selli 1957) e quindi a facies terrigene prevalentemente torbiditiche ( For¬ mazione di Pietraroia Selli 1957). Questa suc¬ cessione è sormontata da materiale alloctono (Argille Varicolori s.l.) o parautoctono. Nell’area silentino-lucana, dove la succes¬ sione mesozoica è continua mancando la la¬ cuna mediocretacica, il Miocene calcareo ba¬ sale è rappresentato da calcareniti o calciru- diti che evolvono anche esse a facies terri¬ gene prevalentemente torbiditiche. Coltri al- loctone di provenienza tirrenica interrompo¬ no anche qui la sedimentazione terrigena. Il Miocene con queste caratteristiche sì estende anche nell'area più « tirrenica » della Campa¬ nia (Penisola Sorrentina) e presumibilmente anche più a nord. L’età della trasgressione miocenica è dif¬ ferente nelle due aree: Aquitaniano-Langhiano nella regione silentino-lucana e nella Penisola Sorrentina; Langhiano superiore-Serravallia- no nelle restanti zone campane. Non vi sono dati stratigrafici per il Parte- nio e non sono noti depositi miocenici cal¬ carei trasgressivi sui monti Picentini tranne che nella finestra tettonica di Campagna. I depositi calcarei da noi rinvenuti nel Partenio (v. pag. 370) non s’inquadrano perfettamente nella trasgressione miocenica ma potrebbero rappresentare i sedimenti di un dominio paleo¬ geografico intermedio. La concordanza tra substrato e sedimenti trasgressivi, come già rilevato da vari Autori, mette in evidenza che i movimenti tettonici che hanno determinato la trasgressione sono stati dì tipo epirogenetico. L’evoluzione paleo¬ tettonica di queste due aree, come si dirà in seguito, è stata differente. È da ritenere che queste due aree costituivano due bacini ben differenziati in quando mentre sui depositi — 343 — calcarei di piattaforma nell’Appennino silenti- no-lucano durante il Langhiano si deposita¬ vano sedimenti arenacei flysciodi ( Formazio¬ ne del Bifurto Selli 1957) nell'area campana p.p. si aveva la sedimentazione di calcari neritici talora biocostruiti. Si possono cioè individuare due piattaforme carbonatiche; una piattaforma senza lacuna mediocretacica e in posizione più tirrenica (piattaforma in¬ terna) e una piattaforma talora con lacuna me¬ diocretacica marcata da depositi bauxitici più adriatica (piattaforma esterna). La piattaforma esterna non è comunque limitata all’area delle bauxiti ma comprende anche le zone ad essa limitrofe con facies di soglia o di transizione; essa continua verso nord nell’Abruzzo. La differenziazione delle piattaforme car¬ bonatiche dell’Appennino campano, in base a queste considerazioni, è stata prospettata co¬ me ipotesi da D’Argento B. e Scandone P. in una comunicazione presentata al Colloquio sul Giurassico a Budapest nel 1968. IV - LA TRASGRESSIONE MIOCENICA SI- NOROGENETICA. Nelle successioni terrigene mioceniche e plioceniche affioranti sui bordi orientali delle piattaforme carbonatiche nelle zone studiate è possibile distinguere tre cicli di sedimen¬ tazione (Coppa De Castro, Moncharmont Zei e al. 1970): 1) Ciclo Langhiano-Tortoniano; 2) Ciclo Messiniano-Pliocene inferiore; 3) Ciclo del Pliocene medio. In questo lavoro sono stati presi in esame particolarmente i depositi del ciclo basale. È possibile distinguere in questo ciclo le suc¬ cessioni mioceniche legate alla piattaforma tirrenica da quelle legate alla piattafor¬ ma adriatica in quanto esse pur avendo caratteristiche litologiche e sedimentologiche simili si differenziano per la diversa età dei termini basali: langhiana per le successioni legate alla piattaforma interna; serravalliana per le successioni legate alla piattaforma esterna. Si ripete cioè lo sfasamento nell’età dei fe¬ nomeni tettonici che hanno interessato le due piattaforme, come già si era verificato per la trasgressione preorogenetica. Nell’ambito dei depositi del ciclo che inte¬ ressa la piattaforma interna possiamo ul¬ teriormente distinguere i sedimenti che af¬ fiorano nelle aree marginali, adriatiche dei massicci calcarei, da quelli che si rinvengono, generalmente in placche isolate, sui massicci calcarei stessi o comunque in zone più tir¬ reniche. I primi presentano per lo più facies neritiche circalittorali o epibatiali anche nei termini a contatto con il substrato, sul quale si poggiano debolmente discordanti; i secondi presentano facies neri¬ tiche infralittorali, sono fortemente discor¬ danti sul substrato ed hanno sedimenti rudi- tici basali con più alta percentuale di ciottoli calcarei. In definitiva solo i depositi terrigeni miocenici che si rinvengono in placche sui massicci calcarei hanno i caratteri dei depositi trasgressivi in senso stretto. Vengono descritti nei paragrafi seguenti delle successioni mioceniche affioranti ai margini orientali dei gruppi calcarei dell’Appennino campano-lucano che riteniamo particolarmente significative per lo scopo di questa ricerca. A partire da sud vengono illustrati le ca¬ ratteristiche sedimentarie principali del Mio¬ cene terrigeno affiorante ai margini orientali dei seguenti « massicci calcarei » (fig. 2): 1) Monti della Maddalena; 2) Gruppo del Monte Marzano; 3) Monti Picentini; 4) Gruppo del Partenio; 5) Gruppo del Taburno-Camposauro; 6) Gruppo del Matese e del Monte Mag¬ giore. 1. Monti della Maddalena. Le caratteristiche della serie carbonatica dei rilievi calcarei che circondano il Vallo di Diano sono marcatamente differenti: ad ovest affiora una serie continua dal Trias all’Eocene tipica dell'area interna di una piattaforma in- traoceanica; ad est invece la successione, con lacune più o meno marcate, presenta facies di transizione verso bacini più aperti. Su questi depositi trasgrediscono in concordanza calca- — 344 — Fig. 2. — Ubicazione delle località descritte nel testo: 1. Torrente Calvaruse; 2. Monte Cigno; 3. Vallone di Maiorano; 4. Monte Pentirne; 5. Vitulano; 6. Fontana Trinità; 7. Valle di Prata; 8. Ponte di Moiano; 9. S. Martino Valle Caudina; 10. Pannarano; 11. Summonte; 12. Montevergine; 13. S. Marco; 14. Castelvetere sul Calore; 15. Vulturara Irpina; 16. Montagnone di Nusco; 17. Piano Sazzano; 18. Monte Salursi; 19. Zona ad est di Laviano; 20 Laviano; 21. Torrente Pazzano; 22. Baivano; 23. Vie- tri di Potenza; 24. Caggiano. Tratteggio verticale: piattaforma carbonatica esterna. Tratteggio orizzontale: piattaforma carbonatica interna. reniti e calciruditi a Miogypsina, Lepidocycli- na, Amphistegìna, le quali passano gradual¬ mente a depositi arenacei con intercalazioni di conglomerati (con ciottoli del substrato carbo- natico), marne e subordinatamente argille (Sgrosso 1967, Scandone e Bonardi 1968). Questa successione di età Aquitaniano - Lan- ghiano costituisce la trasgressione preoroge¬ netica. Nella zona di Vietri di Potenza e di Caggiano — 345 — affiorano anche i terreni della trasgressione sinorogenetica. Si tratta di depositi arenacei piuttosto grossolani che poggiano stratigrafi- camente non solo su blocchi della serie carbo- natica (abitato di Vietri di Potenza e abitato di Caggiano) ma anche sui depositi alloctoni delle Argille Varicolori. Questi depositi» con facies tipiche delle zone marginali dei bacini torbiditici» sembrano pas¬ sare verso est a sedimenti arenacei prevalen¬ temente torbiditici che costituiscono la forma¬ zione di Gorgoglione (Selli 1962). Affioramenti con facies intermedie si hanno nella zona di Potenza. Questi terreni poggiano stratigrafica- mente ma non necessariamente in trasgressio- Varicolori. Talora la matrice diventa assolu¬ tamente predominante e mostra una struttura fluida! c mentre i ciottoli risultano caotica¬ mente immersi in essa. Si tratta cioè di sedi¬ menti deposti da frane sottomarine ad alta viscosità che scorrendo sul pendio erodevano più o meno profondamente il substrato (fig. 4). In questi sedimenti terrigeni sono tettoni¬ camente intercalati blocchi di calcari meso¬ zoici di vari metri cubi e livelli lentiformi di termini riferibili ai depositi flyscioidi della tra¬ sgressione preorogenetica e alle Argille Va¬ ricolori. Una estesa massa di Argille Varico¬ lori chiude localmente la sedimentazione te- rigena di questo ciclo. Saggiano /. Nicola Serra Capo /"Àres/ra AMmme C0NG10JH£MT/ EZZCd IX CAI CAP/ ■ contatti rm& mici 500 m t— — — — i Fig. 3. — Sezione geologica schematica nella zona di Caggiano. ne sui calcari mesozoici o sui depositi allocto¬ ni. Talora sono inglobati nelle Argille Varico¬ lori per movimenti tettonici successivi. 1.1. Caggiano. Depositi arenacei» conglomeratici o più ra¬ ramente pelitici poggiano con contatto strati¬ grafico sui calcari mesozoici dove è ubicato l’a¬ bitato di Caggiano (fig. 3). Le arenarie sono in genere mal stratificate, o in strati gradati for¬ temente lenticolari; alla base degli strati sono frequenti canali di erosione. I conglomerati hanno matrice arenacea più o meno abbon¬ dante e i ciottoli» per lo più calcarei» derivano sia dalla serie carbonatica sia dalle Argille I campioni prelevati nei dintorni di Cag¬ giano hanno rivelato in qualche caso uno scarso contenuto organico che, quando non è costituito da sole forme cretaciche rimaneg¬ giate (prevalentemente orbitolinidi), permette di attribuire questi terreni almeno ad un Tan¬ ghi a no medio superiore per la presenza di: Globorotaìia acrostoma Wezel, Globigerina concinna Reuss» Gl. falconensis Blow, Globo- quadrìna dehiscens (Chapman, Parr & Col¬ lins), Globìgerìnoides hispkericus Todd, Gl. t. immaturus Le Koy» Gl. trilobus (Reuss). II benthos è sempre molto scarso. L’attri¬ buzione di tale associazione microfaunistica alla parte medio-supcriore del Langhiano è data dalla presenza di Gl. bisphericus. — 346 — 1.2. Vietri di Potenza. Sui calcari oolitici giurassici, dove è ubi¬ cato il paese di Vietri di Potenza, poggiano con contatto stratigrafico arenarie a grana grossa, con ciottoli del substrato talora spi¬ golosi talora arrotondati; questo contatto è visibile lungo la mulattiera che da Vietri di 1.3. Baivano. Lungo la strada provinciale per Baivano, in località Capogrosso, affiorano trasgressivi su dolomie di probabile età triassica o infralias- sica, calcareniti e calciruditi fossilifere con Lepidocyclina, Miogypsina, etc. La successio¬ ne continua con materiale calcareo marnoso, Fig. 4. — Depositi arenacei a tessitura fluidale e senza stratificazione (sancì flows) inglobanti blocchi di varia natura e dimensioni. I blocchi di maggior volume sono dati da calcari della successione carbonatica di piattaforma. Località Caggiano. Potenza porta alla Fiumarella di Vietri. L’af¬ fioramento è molto esiguo, comunque signifi¬ cativo. Inoltre in palificate per fondazioni, sempre nell'abitato di Vietri, al di sotto del detrito è stato quasi sempre ritrovato mate¬ riale arenaceo sovrastante i calcari. A nord del paese affiorano estesamente i depositi alloctoni delle Argille Varicolori. Al di sopra di questi depositi con contatto stra¬ tigrafico si rinvengono materiali prevalente¬ mente arenacei con rare intercalazioni di sil- titi e argille siltose. La giacitura dei sedimenti molassici è tranquilla con strati suborizzon¬ tali, in contrasto con quella delle Argille Va¬ ricolori molto caotica anche per dissesti su¬ perficiali recenti. Nessuno dei campioni analizzati ha dato forme significative. Questi depositi però sono correiabili con quelli di Caggiano già descritti. calcareniti gradate ed infine argille ed arena¬ rie con Lepidocycline, Operculina, etc. (Sgros¬ so, 1967). Questi depositi di età Aquitaniano- Langhiano sono da attribuire alla trasgressio¬ ne preorogenetica; verso l’alto essi passano ad un complesso arenaceo presumibilmente alloctono in giacitura disordinata che ingloba materiale eterogeneo (blocchi di calcari con nummuliti, calcari a rudiste, marne e argille con microfauna eocenica). In una località immediatamente a nord di Piano della Pezza, due chilometri circa ad est dell’abitato di Baivano, affiora una succes¬ sione costituita da arenarie, argille e argille siltose verso il basso e depositi prevalente¬ mente arenacei verso l’alto (fig. 5). Questa successione poggia sul materiale caotico anzi- descritto; il contatto è ben evidente nell'inci¬ sione a nord di Piana della Pezza dove si ve- — 347 — dono le argille e le arenarie in strati verticali o addirittura rovesciati sul substrato. Si tratta di depositi bene stratificati con strutture sedimentarie tali: gradazione, lami¬ nazione parallela, obliqua e convoluta, docce d’erosione, etc., da farli ritenere deposti da correnti di torbidità (figg. 6, 7). Questo mate¬ riale arenaceo potrebbe costituire una facies di abbondanti i radiolari. L’età dei sedimenti non dovrebbe essere più antica del Langhiano medio-superiore. È importante notare che le succitate asso¬ ciazioni microfaunistiche sono pressoché si¬ mili a quelle rinvenute nei dintorni di Cag- giano: in entrambi i casi infatti tra le forme planctoniche è presente Gl. bisphericus ma Fig. 5. — Alternanza di arenarie, siltiti e siltiti argillose. La foto mostra la parte basale della succes¬ sione che poggia sulle Argille Varicolori. Gli strati che alla base sono piegati e rovesciati, verso l’alto diventano suborizzontali. Località Baivano. transizione tra le arenarie più o meno grosso¬ lane che si rinvengono nelle aree prossime ai « massicci calcarei » e il « flysch di Gorgoglio¬ ne » nelle aree più orientali. In questa successione i pochi campioni fos¬ siliferi hanno dato la seguente associazione microfaunistica: Globorotalia acrostoma Wezel, Gl. continuo- sa Blqw, Gl. aff. mayeri (Cush. e Ellisor), Gl. aff. scitula (Brady), Globigerina falconensis Blow, Globoquadrina dehiscens (Chapman, Parr e Collins), Gl. langhiana Cita e Gelati, Globigerinoides bisphericus Todd, Gl. trilobus (Reuss), Gl. t. immaturus Le Roy, Catapsydrax dissimilis (Cush. e Bermudez). Nella frazione bentonica, accanto a Nodosaria longiscata D’Orb., Siphono do saria sp., Gyroidi- na sp., Pleura stornella sp., Bolivina sp., etc., abbondano forme agglutinanti quali Textula- ridi, Valvulinidi e Lituolidi ( Cyclammina pu¬ silla Brady, Alveolo phragmium sp., Haplo- phragmoides sp.). In qualche caso sono molto manca ogni forma di preorbulina. Queste as¬ sociazioni tuttavia, pur indicando lo stesso intervallo cronostratigrafìco si differenziano leggermente per l'ambiente di deposizione, più profondo e distale per i sedimenti dei dintorni di Baivano (nei quali sono ben rap¬ presentati Bolivinidi e forme agglutinanti), più prossimale per quelli dei dintorni di Caggiano dove non solo mancano forme di habitat profondo ma abbondano clasti e mi¬ crofossili rimaneggiati del substrato me¬ sozoico. Queste osservazioni sono in accordo con l’analisi dei tipi litologici e delle strutture sedimentarie effettuate nelle due località. 2. Gruppo del Monte Marzano. A sud-est del fiume Seie fino al torrente Platano si estende tra la Campania e la Luca¬ nia il gruppo del Monte Marzano. Di questo massiccio calcareo si conosce la successione 348 — Fig. 6. — Alternanza di arenarie e siltiti argillose in strati piano paralleli. Gli strati sono di regola gra¬ dati e presentano laminazioni da corrente. Località Baivano. Fig. 7. — Laminazione da corrente in uno strato arenaceo. Località Baivano. — 349 — mesozoico-cenozoica solo dell’area nord-occi¬ dentale (Pescatore 1967» Marini 1968); detta successione presenta caratteri differenti via via che ci si sposta dal Tirreno all’Adriatico» nel senso che da depositi neritici infralittorali dell’area sud-occidentale si passa a depositi di transizione a bacini più aperti nell'area nord orientale (Pescatore, 1967). Il Miocene calcareo trasgressivo è segnalato in prossimità di La viano: si tratta di depositi calcarenitici di età ìanghiana (Selli 1957, Zanzucchx 1958» etc.). Sedimenti miocenici sono anche segnalati al fondo del pozzo Contursi al di sotto di tutta la serie carbonatica mesozoica che su di essi è sovrascorsa (Dondx e Pàpetti 1965). Sui margini settentrionali di Monte Mar- zano affiorano depositi terrigeni costituiti pre¬ valentemente da arenarie e conglomerati di età langhiano-serravalliana debolmente discor¬ danti sul substrato mentre nelle zone più in¬ terne del massiccio o comunque in posizione più tirrenica (Torrente Pazzano) vi sono de¬ positi clastici grossolani trasgressivi con forte discordanza sulla successione carbonatica. I sedimenti delle aree settentrionali pre¬ sentano facies neritiche circaìittorali o facies epibatiali; quelli delle aree più tirreniche mostrano invece, nei termini basali, facies neritiche infralittorali. La successione dei sedimenti miocenici, ri- conoscibile con particolare evidenza nelle zone tra Monte Salursi e Monte Carruozzo, ripete le caratteristiche sedimentarie di quelle affio¬ ranti in altri gruppi (monti Picentini, Fa rie¬ ri, lo) descritti più avanti: si tratta di depositi arenacei ai quali sono intercalati tettonica- mente e blocchi calcarei della serie mesozoica e Argille Varicolori con materiale riferibile alla formazione di Corleto Perticara (Selli 1962), al « flysch rosso » (Scandone 1967) e a terreni flysciodi della trasgressione preoro¬ genetica. Nell’area immediatamente a nord di Monte Pennone (margine nord occidentale del grup¬ po del Monte Marzano) fino all’abitato di Muro Lucano in varie zone è possibile osser¬ vare i rapporti esistenti tra i blocchi di cal¬ cari mesozoici e i sedimenti terrigeni circo¬ stanti; tali rapporti sono determinati da piani di scivolamento con immersione a nord alla base dei blocchi e contatti stratigrafici nor¬ mali alia sommità degli stessi. Caratteristici sono i blocchi di calcare mesozoico, preva¬ lentemente cretacico, di dimensioni alquanto modeste (fino a poche migliaia di metri cubi) che si rinvengono nelle arenarie tra Castel- grande (fig. 8) e Pescopagano. Alla base di questi blocchi è possibile a luoghi osservare lembi di Argille Varicolori. Nell’area settentrionale del gruppo di Mon¬ te Marzano saranno descritte in particolare le successioni della zona Monte Salursi-Monte Carruozzo e della zona di Laviano. Infine verrà Illustrata la successione affiorante nel Torrente Pazzano» localizzata in area più tir¬ renica rispetto alle precedenti. 2.1. Monte Salursi e Monte Carruozzo. In quest’area il basamento affiorante delle arenarie mioceniche è costituito talora dalle coltri alloctone talora da calciruditi polige¬ niche a cemento spatico o a matrice calcareo- marnosa verdastra ( calcari cristallini) di età eocenica con abbondanti nummuliti, globige- ! ine e globorotalie eoceniche (Gl. del gruppo Gl. aragonensis) (fig. 9). Sui calcari, di rego¬ la, poggiano con contatto tettonico (dato da una estesa superficie di scivolamento all 'in¬ circa parallela ai piani di stratificazione) quarzareniti rossastre con intercalazioni di calcareniti e brecciole calcaree che costitui¬ scono i termini prevalentemente arenacei della trasgressione preorogenetica. In particolare nella zona di M. Salursi si rinvengono modeste placche di quarzareniti che poggiano strati- graficamente su tale piano di scivolamento. Al di sopra di questo materiale si rinvengono» con contatto stratigrafico, arenarie grossolane feldspatiche e litiche» talora con matrice ab¬ bondante con intercalazioni di argille, argille marnose o sabbiose. Questi depositi si presen¬ tano in banchi o mal stratificati. A più livelli si rinvengono nella sequenza arenacea depo¬ siti caotici argillosi riferibili al complesso delle Argille Varicolori alloctone. La giacitura dei depositi argillosi caotici è ! cuneo lare ed incide il materiale arenaceo sottostante per alcune diecine di metri; questi depositi costi¬ tuiscono cioè il riempimento di profondi ca¬ nali di erosione. In questa successione, oltre al materiale argilloso caotico, è intercalata una successione stratificata costituita da ar- — 350 — Fig. 8. — Blocchi di calcari mesozoici intercalati tettonicamente nelle arenarie (Wildflysch). Notare la giacitura disordinata dei blocchi. Località Castelgrancle. A4. Sa! orsi V aliane dì Santo A4enna A4. Carruozzo Fig. 9. — Sezione geologica schematica della zona Monte Salursi - Monte Carruozzo. gille siltose, calcilutiti silicifere con selce, marne e arenarie; talora questi depositi sono apparentemente concordanti con il substrato arenaceo, ma varie strutture sedimentarie, quali gradazione verticale dei granuli e lami¬ nazione obliqua ne dimostrano la giacitura anormale, rovesciata. Questa massa alloctona è riferibile alla formazione dì Corleto Perti¬ cava (Selli, 1962). Non è possibile pertanto concordare con l’interpretazione che dà Ma¬ rini (1967) di questa successione; per questo Autore, infatti, il materiale calcareo marnoso viene considerato in continuità di sedimenta¬ zione con i depositi a tetto e a letto e datato come Elveziano per « posizione stratigrafica ». La successione continua con depositi are- — 351 — nacei grossolani e puddinghe poligeniche con abbondante matrice arenacea. Questi depositi sono stratificati in grossi banchi, di spessore fino a 10 metri; la superficie inferiore dei ban¬ chi è in genere concava, quella superiore è in¬ vece in prima approssimazione piana. Alla base di questi banchi si nota una gradazione verti¬ cale dei granuli più o meno marcata, nella parte alta vi è una stratificazione (o lamina¬ zione a grande scala) parallela o obliqua. Ta- versi ad un franamento sinsedimentario do¬ tato di notevoli capacità erosive (fig. 11). Analoghe situazioni si rinvengono più a sud nella zona di Muro Lucano dove nelle arenarie mioceniche (langhiane) sono frequen¬ ti fra Labro blocchi di calcari della serie me¬ sozoica di piattaforma o di facies di transi¬ zione. Circa l’ambiente di deposizione di queste arenarie le strutture sedimentarie presenti Fig. 10. — Banchi fortemente lenticolari di arenarie grossolane e arenarie conglomeratiche. Si tratta di sedimenti deposti in canali d’erosione mediante colate di sabbia. Località Monte Carruozzo. lora questi depositi colmano le irregolarità del fondo marino, irregolarità determinate dall’arrivo delle Argille Varicolori che costi¬ tuiscono corpi sedimentari a spessore molto variabile. Si tratta di sedimenti deposti in canali di erosione mediante colate di sabbia ( sand flow) (fig. 10). Caratteristico è un livello discontinuo dello spessore di circa 30-50 metri costituito da puddinghe con elementi ben arrotondati o appena smussati di natura litologica molto variabile (calcari della serie carbonatica, ele¬ menti delle Argille Varicolori) e delle dimen¬ sioni fino al metro cubo, a matrice arenacea grossolana e a struttura massiccia. Questi depositi incidono le Argille Varicolori e le molasse e la loro messa in posto è da ascri- indicano che si tratta di depositi da frane sottomarine in canali, depositi cioè caratteri¬ stici delle aree più prossimali dei bacini tor- biditici; nelle arenarie, inoltre, sono intercala¬ te masse argillose caotiche incompetenti e masse litoidi competenti ( Wildflysch ) (figg. 12-13). Varie campionature sono state effettuate in quest’area. I livelli più bassi fossiliferi pre¬ senti al Monotito e al Monte Carruozzo sono da ascriversi al Langhiano; le associazioni microfaunistiche sono prevalentemente planc¬ toniche e sono rare le forme di habitat co¬ stiero. Il plancton comprende: Globorotalia acrostoma Wezel, Gl. archeo- menardii Bolli, Gl. continuosa Blow, Gl. aff. 352 Fig. 11. — Banco di conglomerato a matrice prevalente. Lo spessore del banco è quasi uguale alla sua larghezza. Prevalgono gli elementi grossolani quali blocchi di dimensioni massime fino a 50 cm. Si tratta di un sedimento dovuto ad un franamento sottomarino. Località Monte Carruozzo. Fig. 12. — Blocchi di calcari mesozoici intercalati tettonicamente nelle arenarie (Wildflysch). Località Monte Carruozzo. — 353 — mayeri (Cush. e Ellisor), Gl. obesa Bolli, Globigerina concinna Reuss, Gl. falconensis Blow, Globoquadrina altispira (Cush. e Jar- vis), Gl. dehiscens (Chapman, Parr e Collins), Globigerinoides cfr. altiapertnnis Bolli, Gl. Fig. 13. — Piccoli blocchi di calcari mesozoici inter¬ calati tettonicamente nelle arenarie (Wildflysch). Località Monte Carruozzo. bisphericus Todd, Gl. trilobus (Reuss), Praeor- bulina transitoria (Blow), oltre a rare globo- rotalie eoceniche rimaneggiate. Nel benthos invece: Amphistegina sp., Bulimina sp., Cibicides flo- ridanus (Cush.), C. pseudoungerianns (Cush.), C. sp., Elphidium sp., Glandulina laevigata D’Orb., Gyroidina sp., Lagena sp., Lenticulina rondata (Lamarck), L. serpens (Seg.), Nonion soldanii D’Orb., Pullenia btdloides (D’Orb.), Sigmoilina tenuis (Czjzek), V alvulineria com¬ planata (Cush.), Uvigerina sp., oltre a Textula- ridi e scarsi Rotalidi. Proseguendo nella serie, i campioni succes¬ sivi comprendono, oltre ad alcune delle forme già citate: Globorotalia mayeri (Cush. e Ellisor), Gl. scitida (Brady), Praeorbulina glomerosa (Blow), Orbiti ina suturalis Bronnimann, O. uni¬ versa (D'Orbigny) fra le forme planctoniche e Anomalina grosserugosa (Gumbel), Bulimina ovata D’Orb., Cibicides unger ianus (D’Orbi- gny), Lenticulina cultrata Montf., Marginulina hirsuta D’Orb., Nonion soldanii (D’Orb.), Plec- tofrondicularia sp., Uvigerina auberiana D'Orb. e talora grandi forme agglutinanti (Lituolidi) fra quelle bentoniche. Abbondano talora radio- lari e spicole di spugna; in qualche caso sono presenti rari ostracodi. L’età della parte basale dei sedimenti de¬ scritti, trasgressivi sulle formazioni alloctone e sui calcari cristallini è Langhiano, probabil¬ mente medio-superiore, cui segue un sicuro Serravalliano documentato dalla presenza delle orbuline. Pertanto anche nella zona di Monte Salursi - Monte Carruozzo l'età della sedimen¬ tazione terrigena trasgressiva sui calcari è pre¬ cedente alla comparsa delle orbuline. Anche più a sud, ad est di Muro Lucano, nelle intercalazioni argillo-siltose della parte basale dei sedimenti arenacei si rinvengono micro¬ faune attribuibili al Langhiano medio-superio¬ re. In particolare nella zona di Sorgente Fi- cocchia abbiamo riscontrato la seguente asso¬ ciazione: Globorotalia acrostonui Wezel, Gl. conti- nuosa Blow, Gl. alf. mayeri (Cush. e Ellisor), Gl. scinda gigantea Blow, Globigerina concin¬ na Reuss, Gl. globtdaris Roemer, Globoqua¬ drina dehiscens (Chapmann, Parr e Collins), Globigerinoides bisphericus Todd, Gl. trilobus (Reuss). Nel benthos sono determinabili: Cibicides boueanus (D’Orb.), C. pseudounge- rianus (Cush.), Gyroidina soldanii altiformis Stewart R. E. e K. C., Haplophragmoides sp., Nodosaria sp., Osangularia lens Brotzen, Plec- tofrondicularia concava Liebus, Uvigerina au¬ beriana attenuata Cush. e Renz, V alvulineria bradyana (Form.) oltre a rari Elphidium e Lenticulina. Talvolta abbondano i radiolari e le spicole di spugna. 2.2. Laviano. Lungo i tornanti della S.S. 81, Valle del Seie, nei pressi del paese di Laviano, affiora¬ no concordanti sul substrato depositi mioce¬ nici già descritti da Selli 1957, caratteristici della trasgressione preorogenetica. Il substrato è costituito da calcareniti e calciruditi a cemento spatico di età Cretacico Superiore-Paleocene. I depositi miocenici so¬ no costituiti alla base da calcareniti o più rara¬ mente calciruditi con intercalazioni marnose; verso l’alto i sedimenti diventano più sottili 23 — 354 — e più abbondante il materiale marnoso. Que¬ sti depositi sono ben stratificati, lo spessore degli strati si riduce gradualmente verso l'al¬ to: alla base è di circa 30-40 cm; meno di un decimetro alla sommità. Nella parte alta di questa successione è presente inoltre materia¬ le terrigeno. Lo spessore di questa successio¬ ne è di circa 20-25 m. (fig. 14). Roy, Catapsydrax stainforthi Bolli, Loeblich e Tappan. Nel benthos sono frequenti foraminiferi ag¬ glutinanti anche di grandi dimensioni, Bali- miniclae (varie specie di Stilostomella, Boli- vina, Uvigerina) Gyroidina, Amphistegina, Ci- bicides, etc. Queste associazioni presentano una spiccata Lavi ano S N ARENARIE CALCA RENI TI 33 CALCAR! - CONTA TTI TETTONICI EOO m i — - — - - Fig. 14. — Sezione geologica schematica nella zona di Laviano. Nelle intercalazioni marnose della porzione terminale sono presenti associazioni microfau¬ nistiche caratterizzate dall’abbondanza di spi- cole di spugna, radiolari, foraminiferi e fram¬ menti vari, intensamente spatizzati e a volte tettonizzati. È stato possibile determinare le seguenti forme planctoniche: Globorotalia cfr. acrostoma Wezel, Gl. obe¬ sa Bolli, Globigerina cfr. prasaepis Blow, Gl. venezuelana Hedberg, Globoquadrina dehi- scens (Chapman, Parr e Collins), Globigeri- noides trilobus (Reuss), Gl. t. immaturns Le affinità oligo-aquitaniana e possono essere at¬ tribuite tutt’al più ad un Langhiano inferiore per la presenza di G. trilobus, Gl. dehiscens e C. stainforthi. L’età della trasgressione preorogenetica in quest'area è pertanto da attribuire al Langhia¬ no, probabilmente inferiore; infatti è appena il caso di far notare l’assenza sia del Globige- rinoides bisphericus che delle preorbuline, forme tipiche del Langhiano medio-superiore. A luoghi al di sopra di queste calcareniti si ritrovano blocchi di calcari mesozoici; sopra — 355 — i blocchi di calcari o direttamente sulle calca¬ reniti, talora discordanti, talora apparentemen¬ te concordanti, vi sono puddinghe mal stratifi¬ cate a matrice arenacea passanti ad arenarie grossolane. Nelle puddinghe sono intercalate piccole lenti di materiale marnoso argilloso. La successione continua con arenarie grossolane cui sono intercalati livelli lenticolari di puddin¬ ghe poligeniche con abbondante matrice arena¬ cea. In queste arenarie si rinvengono blocchi della serie carbonatica mesozoica di dimen¬ sioni da poche centinaia a molte migliaia di metri cubi e terreni alloctoni (Wildflysch). Nelle lenti di sedimento marnoso-argilloso intercalato nelle puddinghe basali sono state rinvenute alcune forme planctoniche tra cui è stato possibile riconoscere: Globigerina falconensis Blow, Globigerinoi- des bisphericus Todd, Gl. trilobus (Reuss) oltre a tipici esemplari di Globoquadrina dehi- scens (Chapmann, Parr e Collins). Del tutto assenti sembrano le orbuline e le preorbuline; rare e indeterminabili le globorotalie del grup¬ po opima-continuosa. Benché scarsa e non sempre in perfetto stato di conservazione questa microfauna permette di attribuire i terreni in cui è stata riscontrata al Langhiano. In questa successione sono pre¬ senti comunque degli esemplari di Gl. bisphe¬ ricus che non sono stati riscontrati nell’inter- vallo marnoso delle calcareniti di Laviano an- zidescritte. È riscontrabile quindi una differen¬ za di età nei termini della trasgressione preoro¬ genetica (calcareniti di Laviano) e quella della trasgressione sinorogenetica sovrastante. 2. 3. Zona ad Est dell’abitato di Laviano. Qualche centinaia di metri ad est dell'abitato di Laviano, nei pressi del cimitero del paese e immediatamente prima del ponte (fig. 15), affiorano sedimenti miocenici che poggiano con contatto stratigrafico sui calcari mesozoici costituenti un grosso blocco « imballato » nelle arenarie (figg. 16-17). I sedimenti basali mio¬ cenici sono costituiti da una calcirudite gra¬ data, dello spessore di circa 30 cm, cui se¬ guono arenarie mal cementate a grana gros¬ sa, con ciottoli di calcari della serie car¬ bonatica mesozoica e delle Argille Varico¬ lori, per uno spessore di circa 120 cm e una alternanza di argille siltose e siltiti straterellate con arenarie a grana media e fine a lamina¬ zione parallela; ricompaiono quindi argille, ar¬ gille siltose e siltiti straterellate e ancora are¬ narie grossolane mal stratificate o in banchi con intercalazioni di argille siltose. Tutta la successione ha uno spessore di una dozzina di metri. Nelle argille siltose e nelle siltiti sono stati prelevati numerosi campioni nei cui residui di lavaggio sono stati rinvenuti oltre a radio- lari e frammenti di calcite, rari e mal conser¬ vati foraminiferi, tra cui: Globorotalia aff. mayeri (Cush. e Ellisor), Globigerina venezuelana Hedberg, Gl. sp., Glo¬ boquadrina dehiscens (Chapmann, Parr e Col¬ lins), Globigerinoides bisphericus Todd, Gl. tri¬ lobus (Reuss), Gl. t. sacculifer (Brady), Praeor- bulina transitoria (?) (Blow), oltre a globoro¬ talie del gruppo opima-continuosa. Sono presenti anche forme bentoniche, tra cui Nonion solclanii (D’Orb.), Lenticulina cfr. cultrata (Monte.), Lituolidi, Buliminidi, etc. Del tutto assenti in questi sedimenti basali le orbuline; dubitativa la presenza di Praeor- bulina. Anche in questo caso l'età è Langhiano. Nella zona di Monte Marzano in conclusione i terreni basali della trasgressione sinorogene¬ tica sono sempre di età langhiana e le associa¬ zioni microfaunistiche in essi contenuti appar¬ tengono sempre a cenozone precedenti la com¬ parsa dell ’orbulina nonché delle preorbuline. 2.4. Torrente P azzano. • Alle pendici occidentali di Monte Castello nel gruppo del Monte Marzano, in località villa Cardone, nel fosso scavato dal Torrente Paz- zano si rinvengono in trasgressione, contro una superficie di faglia, sedimenti terrigeni mioce¬ nici (fig. 18). Questi depositi sono stati già de¬ scritti da Ardigò 1968 e da De Riso 1968, ma questi autori non parlano esplicitamente di contatti trasgressivi tra sedimenti mesozoici e quelli miocenici, nè danno indicazioni crono- stratigrafiche. Il substrato è rappresentato da calcari del Cretacico superiore a rudiste ai quali sono in¬ tercalati calcareniti e calciruditi a cemento spatico ( calcari pseudosaccaroidi)\ si tratta cioè di una facies di transizione della piattafor¬ ma carbonatica verso bacini più aperti (Pe¬ scatore, 1967). 356 Fig, 15. — Sezione geologica schematica nella zona ad est di Laviano. — 357 I sedimenti basali della trasgressione mioce¬ nica poggiano sopra un piano di faglia in di¬ scordanza col piano stesso; sono costituiti da conglomerati calcarei a scarsa matrice arena- con spessore minore verso la parte alta e mag¬ giore alla base, si tratta cioè di sedimenti cli- nostratificati deposti al piede di una scarpata (falesia). Gli elementi di questi conglomerati Fig. ió. — Contatto stratigrafico tra un blocco di calcari mesozoici e le arenarie. Il contatto è marcato da una calcirudite dello spessore di circa 30 cm. Località Cimitero di Laviano. Fig. 17. — Contatto tettonico tra arenarie e un blocco di calcare dolomitico mesozoico. Località Cimitero di Laviano. cea, gli elementi sono in genere spigolosi o poco arrotondati e di dimensioni molto varia¬ bili con volumi fino al metro cubo. I conglo¬ merati basali si presentano in strati con spes¬ sore rapidamente variabile, più precisamente sono riferibili ai calcari della serie carbonatica mesozoica. Intercalati ad essi si rinvengono occasionalmente piccole lenti di argille siltose o arenarie. Lo spessore di questi depositi gros¬ solani è di circa 15 metri. Queste ruditi pas- — 358 — sano rapidamente verso l’alto e lateralmente a depositi psammitici. I depositi laterali ai con¬ glomerati sono costituiti da sabbie arcosico-li- profondisce rapidamente in condizioni di in¬ stabilità tettonica, i cui termini basali si sono deposti in un ambiente infralittorale prossimo Torrente Panano yS00 500 400 500 A REMAR/ £ A.V. ~y', 'i . 1 nrcyn BRECCE CALCAR! CONTATTI TETTONICI 200 m (-■- — i Fig. 18. — Sezione geologica schematica attraverso il torrente Pazzano. tiche poco classate e con matrice siltoso argil¬ losa; si presentano non stratificate o mal stra¬ tificate, contengono coralli, lamellibranchi ( Ostrea , Pecten), briozoi, gasteropodi ( Conus ), coralli individuali, ecc. Si tratta di depositi sublitorali deposti non lontano dalla costa. Superiormente ai conglomerati e alle sabbie si ritrovano arenarie mal cementate e ben stratificate con intercalazioni ritmiche di ma¬ teriale siltoso ed argilloso. Negli strati arenacei sono presenti spesso ciottoli calcarei e spigoli vivi, talvolta blocchi di dimensioni fino al m3. Talora gli strati, len- ticolari e con laminazione obliqua, costituisco¬ no il riempimento di canali d’erosione; talora negli strati vi sono strutture tipiche delle co¬ late di fango. Dalle caratteristiche sedimentolo¬ giche si può dedurre che si tratta di una suc¬ cessione, deposta in un ambiente che si ap- alla costa e i sommitali sono più tipicamente circalittorali o epibatiali. Alla base della successione nelle lenti di materiale argilloso-siltoso si sono rinvenute microfaune alquanto ricche e in buono stato di conservazione. Il plancton è sempre più abbondante del benthos e contiene: Globorotalia acrostoma Wezel, Gl. periphe- roronda Blow e Banner, Gl. scitula praesci- tula Blow, Globigerina concinna Reuss, Gl. falconensis Blow, Globo quadrina altispira (Cush e Jarv.), Gl. dehiscens (Chapman, Parr e Collins), Globigerinoides bisphericus Todd, Gl. diminutus Bolli, Gl. trilobus (Reuss), Gl. t. sacculifer (Brady), Praeorbulina glomerosa (Blow), P. transitoria (Blow). Fra le forme bentoniche citiamo: Amphistegina sp., Bolivina reticulata Hantk., Bolivina spp., Elphidium macellimi (Ficht. e — 359 — Mos.l). E. aff. crispum (Linnè), Hopkìnsina bo- noniensis (Form.), Plectofrondicularia diversi- costata Neug., Uvigerina sp., etc. L’età di queste associazioni è Langhiano me¬ dio-superiore. Nei campioni successivi è possibile notare accanto alle forme succitate la presenza delle orbuline. L’elenco completo dei foraminiferi planctonici è il seguente: Globorotalia peripheroronda Blqw e Ban¬ ner, Gl. continuosa Blow, Gl. mayeri (Cush. e Ellisor), Globigerina concinna Reuss, Gl. fai- conensis Blow, Globoquadrina dehiscens (Chapman, Pare e Collins), Globigerinoides bisphericus Todd, GL trilobus (Reuss), GL t. immaturus Le Roy, Gl. t. sacculifer (Brady), Praeorbulina transitoria (Blow), Orbulina bilo¬ bata (D'Orb.), O. suturalis Bkònnimann, O. uni¬ versa D’Orb., Globigerinita glutìnata (Egger). Alle forme bentoniche già presentì nei termi¬ ni basali della successione e dianzi elencate si aggiungono: Elphidìum crispum (Linnè), Marginulina hir- suta D’Orb., Siphonodosaria. verneuili (D'Orb), Pullenia bulloìdes D’Orb., grandi Lituolidi, etc. Le analisi micropaìeontologiche di queste associazioni di foraminiferi ci permettono quindi dì attribuire i sedimenti che le conten¬ gono ai Serr avalli ano, e molto probabilmente alla parte inferiore di questo piano. 3. Monti Picemtini. Ad est della direttrice A yellino-Saler.no fino alle valli dei Temete e del Seie si erge il gruppo montuoso dei Monti Picentini s.l. La serie me¬ sozoica, continua dal Trias al Cretacico, pre¬ senta caratteristiche tipiche di depositi della piattaforma sud-appenninica senza lacuna me¬ dio-cretacica, con facies di transizione e sul versante tirrenico e su quello adrìatico, e con facies di retroscogliera nella zona centrale. Nella porzione meridionale del gruppo, nella zona di Giffoni Vallepiana e di Campagna, so¬ no state riconosciute due finestre tettoniche, delle quali si discuterà in seguito, che mostra¬ no la traslazione verso l'Adriatico della Piat¬ taforma carbonatica. I sedimenti terrigeni della trasgressione mio¬ cenica sinorogenetica bordano non soltanto i margini adriatici di questo gruppo, dalle aree a nord del Termini© a quelle a nord del Cer¬ vialto, ma si rinvengono anche in conche tet- tono-carsiche nell'interno del massiccio. È da notare anche qui che le facies dei depositi miocenici nelle aree marginali del massiccio calcareo sono in genere più pelagiche rispetto a quelle che si rinvengono nel massiccio stesso. L’età dei sedimenti basali nelle aree marginali è ìanghiana, invece i sedimenti delle zone in¬ terne al massiccio sono serravalliani; i sedi¬ menti marginali inoltre sono debolmente di¬ scordanti sul substrato mentre quelli delle aree interne in genere sono fortemente discordan¬ ti. Si ripetono cioè le situazioni osservate a Monte Marzano. La successione dei terreni nelle zone margi¬ nali al Terminio Tuono è data da depositi prevalentemente arenacei, nei quali sono in¬ globati tettonicamente sia blocchi della serie carbonatica sia masse alloctone delle Argille Varicolori. Variazioni di facies nei termini ter¬ rigeni si hanno in prevalenza nella parte alta della successione, in connessione con la messa in posto delie Argille Varicolori; i terreni som¬ mitali sono costituiti da argille e argille sil- tose del Tortoniano inferiore (area di Lapio). Una estesa colata di Argille Varicolori s.l. tronca i sedimenti terrigeni miocenici. Variazioni di facies alquanto marcate si hanno invece nei sedimenti terrigeni che si rinvengono nell’interno dei massicci calcarei, testimoniando un ambiente di sedimentazione in genere neritico infralittorale e con morfo¬ logia molto movimentata. Al di sopra dei se¬ dimenti di questo ciclo si rinvengono i depo¬ siti del ciclo del Messiniano-Pliocene inferiore (Coppa De Castro, Moncharmont Zei e al., 1970). Nelle zone meridionali, marginali al Cer¬ vialto, le coltri alloctone sono invece molto diffuse e potenti; si tratta come al solito non soltanto di argille scagliettate rosse e verdi con pezzame vario, ma anche di successioni stratificate della potenza di centinaia di me¬ tri, costituite da un’alternanza di calca: ermi o calcimditi e marne rosse riferibili al flysch rosso, come quella sulla quale è costruito il paese di Musco e quella dello sperone di Cresta del Gallo. A nostro avviso questi pac¬ chi litoidi che si rinvengono nelle Argille Va¬ ricolori costituiscono brandelli di una succes¬ sione deposta in un bacino di sedimentazio- — 360 — ne tirrenico e che ha « viaggiato » con le Argille Varicolori fino a raggiungere l'at¬ tuale posizione. È da dire che in tutta l’avan- fossa appenninica ritroviamo facies simi¬ li, a luoghi in pacchi litoidi ben conservati a luoghi fortemente tettonizzati e caoticizzati. Non ci sembra possibile considerare queste Placche flysciocli deposte in sito mediante un accumulo caotico selezionato, ossia come un olistostroma come prospettano Ardigò e altri Autori, e perchè questi sedimenti hanno una definita successione di litotipi e di biozone e perchè non sono intercalati stratigraficamente 3. 1. Zona del Montagnone di Nusco. Anche sui bordi orientali del gruppo dei monti Picentini i sedimenti arenacei miocenici e le Argille Varicolori vengono a contatto con il « massiccio calcareo », ed anche in quest'area è possibile riconoscere un originario contatto stratigrafico tra i depositi della serie carbona- tica e i depositi terrigeni miocenici (fig. 19). Precisamente nel versante settentrionale del Montagnone di Nusco in località Laudello si osserva che sui calcari a rudiste del Cretacico superiore poggiano, con contatto stratigrafico Fig. 19. — Contatto stratigrafico tra un blocco di calcare mesozoico e le arenarie. Località Montagnone di Nasco. nelle Argille Varicolori ma sono imballati tet¬ tonicamente in esse, tanto che, a luoghi, sedi¬ menti riferibili alla formazione di Corleto Per¬ ticava si rinvengono anche rovesciati in una sequenza terrigena miocenica in successione normale (v. zona Monte Salursi - Monte Car- ruozzo). Vengono descritte in particolare le zone del Montagnone di Nusco e di Piano Sazzano e Fontana Canale nel gruppo del Cervialto; zona marginale la prima, interna la seconda; e le zone di Castelvetere (sul Calore) - Lapio, di V ulturara Irpina e S. Marco per il massiccio del Terminio Tuoro, la prima sul bordo nord- orientale, le altre all'interno. discordante, brecce e puddinghe a matrice are¬ nacea generalmente poco abbondante; gli ele¬ menti di questi conglomerati sono dati in pre¬ valenza da calcari della serie carbonatica e da altri litotipi delle Argille Varicolori. Seguono quindi depositi terrigeni più fini (argille, ar¬ gille siltose e arenarie) e estese masse di ma¬ teriale alloctono in giacitura caotica che tron¬ cano localmente la successione. In quest’area le Argille Varicolori sono mol¬ to estese in affioramento e i depositi arenacei sembrano costituire delle potenti intercala¬ zioni nel materiale alloctono; anche qui nei termini basali arenacei sono inglobati blocchi di calcari mesozoici. — 361 — Non è possibile precisare ulteriormente l'età di questi sedimenti miocenici perchè non è stata rinvenuta fauna significativa. 3.2. Piano Suzzano e Fontana Canale. In località Piano Sazzano (2 km a nord del M. Cervialto) nei pressi della Fontana della Preda, affiorano depositi sabbiosi e argillosi con lenti di materiale alloctono (Argille Vari¬ colori). Presumibilmente questi depositi sono trasgressivi discordanti su calciruditi e calcare- niti a frammenti di rudiste affioranti nei pressi della Fontana stessa. Le arenarie sono mal stratificate, e talora poco cementate. Le forme plactoniche qui rinvenute sono: Globorotalia mayeri (Cush. e Ellisor), Glo- boquadrina altispira (Cush. e Jarvis), Gl. delii- scens (Chapman, Parr e Collins), Globigeri- noides bisphericus Todd, Gl. trilobus (Reuss), Gl. t. immaturus Le Roy, Praeorbulina glome- rosa (Blow), P. transitoria (Blow), Orbulina suturalis Bronnimann, O. universa D’Orb. Il benthos è rappresentato da molte specie tra cui Bulimina costata D’Orb., Lenticulina vortex (Ficht. e Moll), Nonion soldanii (D’Orb.), uvigerine, gyroidine, etc. L’età è Serravalliano. In località Fontana Canale (1 km a ovest di Caposele) affiorano placche di arenarie grosso¬ lane con livelli siltosi e argillosi trasgressivi sul mesozoico. Anche in questa località come in molte altre già descritte il residuo organico quando presente è in pessime condizioni di conservazione. Le forme sicuramente ricono¬ sciute sono: Globorotalia cfr. acrostoma Wezel, Gl. con- tinuosa Blow, Gl. mayeri (Cush. e Ellisor), Globigerina sp., Globoquadrina altispira (Cush. e Jarvis), Gl. dehiscens (Chapman, Parr e Col¬ lins), Globigerinoides bisphericus Todd, Gl. trilobus (Reuss), Gl. t. sacculifer (Brady), Praeorbulina transitoria (Blow), Orbulina su¬ turalis Bronnimann. L’età è probabilmente Serravalliano: manca comunque la O. universa D’Orb. Sul massiccio calcareo dei Monti Picentini si ritrovano di frequente, ma in limitati affio¬ ramenti, depositi arenacei o argillosi mioce¬ nici talora trasgressivi, come ad esempio nella zona di F. Laganella. Non sempre è possibile giungere a datazioni precise di questi affioramenti; a nostro avviso essi dovrebbero essere correlati con quelli af¬ fioranti a Piano Sazzano e Fontana Canale. Precisiamo però che le faune rinvenute conten¬ gono Glob. mayeri (Cush. e Ellisor), Glob. bi- spericus Todd, Elphidium cfr. crispum (Linnè) ma nessuna Orbulina s.s. 3. 3. Castelvetere - Lapio. Alle pendici orientali di Monte Civitelle (versante orientale di Monte Tuoro) si nota l’appoggio stratigrafico dei sedimenti terrigeni della trasgressione sinorogenetica sui depositi mesozoici di piattaforma (fig. 20). Le arenarie sono a grana grossa, in genere mal stratificate, con intercalazioni di puddinghe nella parte prossima al contatto. Seguono arenarie a grana fine, ben stratificate e con abbondanti frustoli vegetali, e arenarie a grana grossa, con ciottoli calcarei (calcari colitici) della serie mesozoica, con rare intercalazioni di marne siltose. In questi depositi sono imballati grossi blocchi della serie mesozoica di dimensioni variabili dal metro cubo (zona di Pietra Pezza) fino al milione di metri cubi (zona di Montemarano). Proprio nell’abitato di Montemarano in uno scasso per fondazioni è chiaramente visibile l’appoggio di materiale siltoso argilloso in stra- terelli sui calcari mesozoici del Giurassico Su¬ periore-Cretacico inferiore. La superficie di ap¬ poggio è erosa e arrossata, le siltiti riempiono le cavità del calcare sottostante con appoggio stratigrafico che si modella sulle asperità del substrato. La successione continua superiormente con arenarie a laminazione parallela o più rara¬ mente a laminazione obliqua. Alla base di uno strato arenaceo sono stati rinvenuti calchi di docce di erosione e calchi di solchi di trasci¬ namento; la direzione di scorrimento della cor¬ rente desunta da queste impronte è da sud-est. Nell’abitato di Montemarano affiora inoltre una colata di sabbia, che riempie un canale di erosione nelle sottostanti arenarie, profondo e largo alcuni metri; la colata è formata da pez¬ zame litoide vario arrotondato e non, e da ir¬ regolari zolle argillose o argillo-siltose, im¬ mersi caoticamente in una matrice sabbioso- siltosa; il pezzame proviene dalle Argille Vari¬ colori e dalla piattaforma carbonatica. La sedimentazione diventa successivamente Lapto V.ne Uccello S. Mango su! Calore M. Ciri Felle 362 363 — più grossolana con arenarie a grana grossa e conglomerati a ciottoli poligenici per lo più arrotondati; questi depositi si presentano non stratificati o mal stratificati. In queste arena¬ rie sono inglobati blocchi di calcari mesozoici di dimensioni variabili da qualche metro cubo a molte migliaia di metri cubi. La messa in posto di queste masse calcaree è da attribuirsi cenici, anche se non si può escludere con asso¬ luta sicurezza che si tratti di un pacco di strati di materiale alloctono messo in posto e inter¬ calato ai sedimenti normali del bacino. Nella successione compaiono quindi estese masse di Argille Varicolori costituite prevalen¬ temente da argille grigio ferro con fiamme rosse e verdi che inglobano pezzame vario per Fig. 21. — Blocco di calcare mesozoico intercalato tettonicamente nelle arenarie (Wildflysch). Località Pietra Macchia. a fenomeni di scivolamento gravitativo duran¬ te la sedimentazione terrigena in un bacino tettonicamente instabile (Wildflysch). Queste masse « franando » incidevano più o meno marcatamente il substrato a seconda delle loro dimensioni e velocità, successivamente, venivano ricoperte dai sedimenti terrigeni nor¬ mali del bacino. Tale giacitura dei blocchi cal¬ carei è ben evidente fra l’altro nella zona di Pietra Macchia (fig. 21). In queste arenarie si osservano inoltre (zona di Pietra Macchia) intercalazioni di calcari marnosi e marne più o meno arenacee e con laminazione obliqua; in questi sedimenti si rinvengono faune eoceniche. Si dovrebbe trat¬ tare di materiale risedimentato, dato che è in¬ tercalato stratigraficamente nei sedimenti mio- lo più a spigoli vivi: calcari marnosi siliciferi tipo « pietra paesina », calcareniti, diaspri, marne, arenarie, etc. La argille si presentano per lo più suddivise in minute scagliette. Que¬ sto materiale alloctono costituisce delle inter¬ calazioni irregolari i cui affioramenti sono allungati nelle zone prossime ai massicci cal¬ cari e si vanno allargando in masse estese e potenti nelle aree più distanti. Le Argille Va¬ ricolori riempiono talora profondi canali di erosione incisi nel materiale sottostante. Sul materiale alloctono, nei pressi dell'abi¬ tato di S. Mango sul Calore, poggiano alcuni metri di argille grigie serravalliane ben strati¬ ficate con abbondanti ciottoli di varia natura li¬ tologica ( pebbly mudstone ) (fig. 22) e quindi ol¬ tre un centinaio di metri di puddinghe poligeni- — 364 — che a matrice arenacea con stratificazione più o meno distinta; nei sedimenti ruditici, sui quali è costruito il paese di S. Mango sul Calore, sono intercalate rare lenti argillose e sabbiose. Gli elementi delle puddinghe derivano dal mate¬ riale litoide delle coltri sottostanti, non si sono notati invece ciottoli calcarei della serie rautoctoni scivolati nell’area a sedimentazione argillosa. La successione termina, troncata da una più estesa falda di Argille Varicolori, al di sotto dell’abitato di Lapio, con depositi argillosi del Tortoniano inferiore che in parte poggiano sul materiale alloctono sottostante. Fig. 22. — Argille Varicolori. Notare la tessitura caotica con pezzame litoide di varia natura. La parte alta dell’affioramento è data da depositi argillosi senza pezzame e con microfauna serravalliana. Località S. Mango sul Calore. carbonatica. La deposizione di questi sedi¬ menti avveniva mediante frane sottomarine (colate di sabbia) che inglobavano ciottoli vari. Al di sopra di questi conglomerati, sui quali sorge il paese di S. Mango sul Calore, con passaggi graduali verso l’alto e lateralmente compaiono nella serie arenarie, argille e ar¬ gille marnoso-sìltose nelle quali sono ancora intercalate, a più livelli, masse irregolari di Argille Varicolori. In depositi argillosi, sotto l’abitato di Lapio, sono intercalate arenarie tipo molasse che possono essere interpretate o come rapide variazioni di facies rispetto alle argille o, più probabilmente, come blocchi pa- Lo spessore totale della successione de¬ scritta, molto difficile da valutare, è forte¬ mente variabile a seconda della potenza delle lenti di Argille Varicolori intercalate; si do¬ vrebbe aggirare comunque intorno al migliaio di metri (fig. 23). Nella zona a nord e a nord-ovest dei M. Pi- centini è stato possibile riconoscere con mag¬ giore dettaglio la biostratigrafia dei sedimenti terrigeni miocenici. La successione è presso¬ ché continua da Montemarano a Lapio per una potenza complessiva (come già accennato) di oltre un migliaio di metri. In tale succes¬ sione non sono rari gli straterelli o le lenti — 365 — di argilla per lo più siliosa, che sono stati ampiamente campionati e sottoposti ad accu¬ rate analisi micropaleontologiche. Le microfaune studiate, ricche di forme stelluccio (Castelvetere) e nell’abitato di Mon- temarano, dove un primo gruppo di campioni ha dato la seguente associazione di foramini- feri planctonici: Fig. 23. — Colonna stratigrafica della successione terrigena miocenica nella zona Castelvetere sul Ca- lore-Lapio. planctoniche, hanno rivelato la presenza di cenozone la cui età va dal Langhiano al Tor- tonìano, I termini più bassi affiorano ad est di M. Ca- Gioborotalia aerostoma Wezel, Globoqua- drina dehiscens (Chapman, Pare e Collins), Gl. langhiana Cita e Gelati, Globigerinoides bisphericus Tono, GL trilobus (Reuss), GL t. — 366 — immatnrus Le Roy, Catapsydrax sp. ed altre piccole forme di Globigerina e globorotalie del gruppo Gl. opima-continuosa. Il benthos è composto tra l'altro da: Bulimina costata D’Orb., Cibicides pseudo- ungerianus (Cush.), Nonion soldanii (D’Orb.), Plectofrondicularia sp., Lenticidina sp., Uvige- rina attenuata Cush. e Edw., V alvnlineria sp., c Lituolidi. L'età di questa porzione di serie è Langhia- no, probabilmente medio-superiore. Nei campioni successivi, raccolti tra Castel- vetere e S. Mango sul Calore non si riscon¬ trano notevoli variazioni nella composizione mici'ofaunistica ad eccezione della comparsa, tra i foraminiferi planctonici, del gen. Praeor- bulina. L’associazione è alquanto povera di ge¬ neri e specie e costituita da: Globorotalia acrostoma Wezel, Gl. mayeri (Cush. e Ellisor), Globigerina falconensis Blow, Globoquadrina dehiscens (Chapman, Parr e Collins), Globigerinoides bisphericus Tqdd, Gl. trilobus (Reuss), Praeorbulina glo- merosa (Blow), P. transitoria (Blow) a cui si accompagna una frazione di benthos pari al 15/25% e comprendente: Cibicides pseudoungerianus (Cush.), Gyroi- dina soldanii altiformis Stewart R. E. e K. C., Lagena striata (D’Orb.), Lenticulina aff. calcar (Linnè), L. helena (Karrer), L. peregrina (Schw.), Nodosaria longiscata D’Orb., N. ovi- cida D’Orb., Nonion soldanii (D'Orb.). Mancano quindi le orbuline, ma abbondano le forme preorbulina per cui l’associazione pur essendo stratigraficamente più alta di quella più su descritta, è attribuibile sempre ad un Langhiano medio-superiore. Dopo un ampio intervallo prevalentemente arenaceo si rinvengono nuovamente termini argillo-siltosi ben fossiliferi nei pressi dell’a¬ bitato di S. Mango sul Calore; anche qui il plancton è pari all’80-90% dell’intera micro¬ fauna, e si presenta più ricco di generi e spe¬ cie come risulta dal seguente elenco: Hastigerina siphonifera (D’Orb.), Globorota¬ lia continuosa Blow, Globorotalia mayeri Cush. e Ell., Globorotalia praemenardii Cush- man e Stainf., Globorotalia scitula Brady, Glo¬ borotalia scitida praescitula Blow, Globigeri¬ na falconensis Blow, Globoquadrina altispira (Cushman e Jarv.), Globoquadrina dehiscens (Chap., Parr e Coll.), Globigerinoides trilobus immatnrus Le Roy, Orbulina bilobata D’Orb., Orbulina suturalis Brònn., Orbulina universa D’Orb., Catapsydrax stainf orthi Bolli. Anche il benthos si arricchisce di nuovi ge¬ neri e specie, tra cui abbiamo determinato: Alveolo phragmium sp., Ammonia beccarii (Linné), Anomalina helicina Costa, Bolivina cfr. beyrichi Reuss, Bulimina affinis D’Orb., Bulimina costata D’Orb., Bulimina cfr .fusifor- mis Will., Bulimina pupoides D’Orb., Cassidu- lina carinata Silv., Cassidulina subglobosa Brady, Cibicides lobatulus (Walk. e Jac.), Ci¬ bicides pseudoungerianus (Cush.), Cassidulina sp., Elphidium crispum (Linné), Elphidium macellimi (Ficht. e Moll.), Eponides umbona- tus stellatus (Silv.), Gyroidina girardana (Reuss), Gyroidina laevigata D’Orb., G. solda¬ nii altiformis Stewart R. E. e K. C., Haplo- phragmoides sp., Lenticulina peregrina (Schw.), Marginulina hirsuta D’Orb., Nodosaria lon¬ giscata D’Orb., Melonis soldanii (D’Orb.), Osangularia lens Brotzen, Planulina remi Cush. e Stainf., Planulina wullerstorfi (Schw.), Plectofrondicularia concava Liebus, Pullenia bulloides (D’Orb.), Siphonina reticulata (Czj- zek), Siphonodosaria verneuili (D'Orb.), Sphae- roidina bulloides D'Orb., Stilostomella monilis (Silv.), Uvigerina auberiana D’Orb., Uvigerina barbatula Macf., Uvigerina rutila Cush., Val- vulineria bradyana (Fqrn.), Vulvulina perniata¬ la (Batsch). L’associazione delle forme planctoniche è at¬ tribuibile alla parte bassa del Serravalliano. La serie dei sedimenti terrigeni prosegue ver¬ so nord-ovest ed in essa si rinvengono ancora livelli argillosi abbondantemente fossiliferi (2). In questi campioni il rapporto plancton/ben¬ thos si sposta nettamente a favore di quest’ul¬ timo; in esso abbondano inoltre i generi carat¬ teristici di habitat profondo. Le associazioni a foraminiferi planctonici possono essere corre¬ late successivamente con le Subzone a Globi- (2) Le analisi micropaleontologiche dei campioni relativi a quest’ultimo intervallo della serie stratigra- fica Castelvetere - S. Mango -Lapio sono state eseguite da M. G. De Castro Coppa in: De Castro Coppa, Moncharmont Zei, e al., 1970. Rimandiamo pertanto a tale lavoro per maggiori dettagli. — 367 — gerìnoides obliquus/Globorotalia lenguaensis e Globorotalia ventriosa/ Globigerina nepenthes di Cati F., Colalongo M. L., e altri, 1968, oppu¬ re con le Zone a Globorotalia may eri/ Globoro¬ talia lenguaensis e Globorotalia may eri/ Globi¬ gerina nepenthes di Cita M. B e Premqlx Sil¬ va I., 1968, e pertanto databili come Serraval- liano superiore e Tortoniano. Con queste ultime biozone termina, in loca- sgressione, costituito da calcari oolitici o pseudoolitici a luoghi calcareniti del Giurassi¬ co superiore con Clvpeina jurassica Favre e Or¬ ganismo C Favre, ha una superficie molto ir¬ regolare. La trasgressione non avviene alla sommità della pila mesozoica ma è discordante su di una struttura monoclinalica che dal Giura arriva a! Cretacico inferiore; segno che la serie car- Acqua delle Noci Ai. Costa ARENARIE — '-'V - LL 0, T CALCAR! A.V. CONTA TTt TETTONICI Fig. 24. — Sezione geologica schematica nella zona di Vulturara Irpina. lità Perazze a sud di Lapio, la successione stratigrafica terrigena di questo ciclo. Tale suc¬ cessione inizia quindi con termini attribuibili ad un Langhiano medio-superiore e prosegue in continuità di sedimentazione fino al Torto¬ niano che rappresenta il livello più recente da noi riscontrato in questi terreni. 3.4. Vulturara Irpina. Negli immediati dintorni di Vulturara Irpi- na, più precisamente nei due valloni che si addentrano verso la Piana di Acqua delle Noci a sud del paese, in bella evidenza affio¬ rano sedimenti miocenici terrigeni in tra¬ sgressione discordante sui calcari della serie carbonatica mesozoica. Il substrato della tra- bonatica era già stata interessata da una tet¬ tonica intensa già prima della trasgressione (fig. 24). La serie trasgressiva è costituita alla base da puddinghe a matrice arenacea grossolana (fig. 25). La natura dei ciottoli è varia: calcari, are¬ narie, calcari siliciferi, quarziti, etc., cioè il pez¬ zame delle Argille Varicolori; nei livelli basali sono presenti inoltre ciottoli calcarei della se¬ rie mesozoica sottostante. I primi sono sem¬ pre ben arrotondati, i secondi poco arroton¬ dati o addirittura a spigoli vivi. Alle puddin¬ ghe verso l’alto sono intercalate arenarie gros¬ solane, spesso con laminazione obliqua a gran¬ de scala o laminazione parallela, con un livello di brecce calcaree (fig. 26). Seguono arenarie massicce o stratificate, a laminazione obliqua — 3ò8 — a scala grande o laminazione parallela, in cui sono localizzati canali di erosione che rag¬ giungono qualche metro di larghezza; questi canali sono riempiti da conglomerati a ma¬ trice arenacea. Intercalati a questi depositi si rinvengono materiali delle Argille Varicolori in piccole lenti, Argille Varicolori che affiorano Globorotalìa cfr. acrostoma Wezel, Globi- gerina concinna Reuss, Globoquadrina dehi- scens (Chapman, Parr e Collins), Globi geri¬ rlo ides bisphericus Tgdd, GL diminutus Bolli, Gl. trilohus (Reuss), Praeorbidina sp., Orbu- lina sp. Il benthos comprende: Fig. 25. — Contatto trasgressivo discordante tra i calcari mesozoici (giurassici) e i conglomerati a matrice arenacea del Miocene (Serravalliano). Località Vulturara Irpina. in notevole estensione nella parte alta della successione. Lo spessore della successione, non facilmen¬ te valutabile perchè vi sono frequenti varia¬ zioni di facies, come è logico aspettarsi in de¬ positi trasgressivi su di un substrato molto irregolare, dovrebbe essere dell’ordine di un centinaio di metri. Questa successione è attri¬ buita da Civita, 1967 e 1969, al Miocene Supe¬ riore-Pliocene inferiore. I depositi pelitici intercalati in piccole lenti nei depositi conglomeratici hanno fornito le seguenti associazioni planctoniche: Anomalina cfr. helicina Costa, Bulimina co¬ stata D’Orb., Cassidulina sp., Elphidìum sp., Gyroidina soldanii altiformis Stewart R. E. e K. C., Haplophragmoides sp., Lenticulina vor- tex (Ficht. e Moll), Nodosaria sp., Nonion boueanum (B’Orb.), Siphonina reticulata (Czj- zek), Siphonodosaria sp., Uvìgerina rutila Cush., Valvulineria bradyana (Forn.). Tale associazione è da ascriversi al Serra¬ valliano, e probabilmente ai livelli più bassi di questo piano per la contemporanea presen¬ za di GL bisphericus e Orbulìna. È interessante notare che nei campioni esa- — 369 — minati il benthos è abbondante, e comprende prevalentemente forme di habitat non molto profonde. Ci sembra il caso di far notare la differenza tra le associazioni qui riscontrate (in una sequenza terrigena trasgressiva s.s. sui calcari mesozoici) rispetto alle associazioni di sgressive sui calcari a rudiste del Cretacico superiore. Più in basso, ribassati da una faglia, affio¬ rano estesamente i sedimenti terrigeni costi¬ tuiti prevalentemente da arenarie mal strati¬ ficate e grossolane, puddinghe con ciottoli cal- Fig. 26. — Breccia calcarea intercalata nei depositi arenacei. Località Vulturara Ir pina. ambiente più tipicamente pelagico rinvenute nei depositi basali delle aree marginali, nord- orientali del massiccio del Terminio Tuoro (« pseudotrasgressione » dei sedimenti terrige¬ ni sulla piattaforma carbonatica). 3. 5. S. Marco. Lungo le pendici settentrionali di Monte Pergola, rilievo che con Monte Peluso borda a sud-ovest la piana di Scrino, si ritrovano sporadiche placche di puddinghe a matrice arenacea o di arenarie a grana grossa, talora con intercalazioni di livelli argillo-siltosi, tra- carei della serie carbonatica mesozoica e delle Argille Varicolori (fig. 27). Nei pressi di Canale, in località Madonna del Castello delle Grazie, affiorano grossi bloc¬ chi di calcare mesozoico (calcare a rudiste) inglobati nei depositi miocenici; lungo la stra¬ da che porta alla chiesetta si nota chiaramen¬ te l’appoggio di uno dei blocchi di calcare a rudiste delle dimensioni di circa un migliaio di metri cubi, sulle arenarie; al contatto i calcari si presentano molto fratturati. Affioramenti di arenarie mioceniche si ritro¬ vano anche tra Solofra e Serino; ricordiamo che durante lo scavo della galleria per l’auto- 24 — 370 strada Avellino-Salerno a più livelli sono stati incontrati materiali arenacei intercalati ai cal¬ cari della serie carbonatica. Si tratta con ogni La successione carbonatica mesozoica, in questi rilievi non ancora studiata in detta¬ glio, è costituita da terreni che vanno dal Giu- Fig. 27. — Puddinga poligenica a matrice arenacea della parte basale della successione terrigena miocenica. Località S. Marco. probabilità di « scaglie » calcaree inglobate nei depositi arenacei. In quest'area non sono state ritrovate che forme mioceniche poco significative quali Gio- borotalia sp., Globigerinoid.es sp., Globigerina sp., Elphidium sp., Nodosaria sp., Uvigerina sp. e Haplophragmoides sp., Siphonodosaria sp., etc. 4. Gruppo del Partenio. A sud del gruppo del Taburno - Camposauro, e separato da questo dalla Valle Caudina, si incontrano i rilievi calcarei che costituiscono, tra S. Felice a Cancello e Avellino, il gruppo del Partenio. rassico inferiore al Cretacico superiore; non si conoscevano fino ad ora depositi carbona- tici terziari trasgressivi. Nella zona di S. Mar¬ tino Valle Caudina, come si dirà, abbiamo ri¬ scontrato puddinghe calcaree probabilmente mioceniche trasgressive sul Cretacico superio¬ re. Si tratta di una successione calcarea che potrebbe correlarsi con le formazioni basali della trasgressione miocenica illustrata per l’Italia meridionale da Selli 1957 e più stret¬ tamente con la formazione di Laiano D’Arge- nio 1967; sfortunatamente in questi sedimen¬ ti non sono stati rinvenuti fossili. Su questi depositi di probabile età miocenica, o diretta- mente sui calcari a rudiste, con contatto irre¬ golare, talora segnato da fori di litodomi, pog- 371 — giano stratigrafìcamente i sedimenti terrigeni miocenici. Alla base di questa successione terrigena prevalgono a luoghi termini pelitici e ruditici, a luoghi termini arenitici; si tratta comunque di depositi di ambiente neritico infralittorale; i fori di litodomi testimoniano che in questa zona i sedimenti miocenici sono trasgressivi in senso stretto sul substrato. Anche in que¬ st’area nella successione miocenica sono inter¬ calate per cause tettoniche masse calcaree mesozoiche e materiale alloctono delle Argille Varicolori. I piani di scivolamento presenti alla base dei blocchi calcarei mostrano una immersione a NE. Caratteristica peculiare di questa zona è la presenza di intercalazioni nel materiale are¬ naceo di brecce calcaree nelle quali è assente o assolutamente irrilevante la frazione terri¬ gena. Queste brecce costituiscono un elemento tipico del Wildflysch, la loro origine è da at¬ tribuire a franamenti sottomarini di masse calcaree più o meno emergenti. La successione miocenica, se si escludono ì termini basali, è costituita prevalentemente da arenarie arcosico-litiche in strati più o meno evidenti, talora in banchi lenticolari; la matrice è a volte abbondante, a volte scarsa, la gradazione verticale dei granuli negli strati è stata rilevata solo raramente. La successione è chiusa da depositi argil¬ losi del Serravaìliano-Tortoniano inferiore. Tali depositi pelitici affiorano nei dintorni del bivio di Capriglia, al disopra di un'estesa mas¬ sa di materiale alloctono riferibile alla forma¬ zione di Corleto Perticava Selli 1962; è inte¬ ressante notare che la facies dei sedimenti a tetto delle masse alloctone è neritica infralit¬ torale e che diventa verso l’alto rapidamente pelagica. Anche nell’area ad est del Partenio una estesa coltre di Argille Varicolori tronca la se dimentazione terrigena. Al disopra della coltre o su termini sotto¬ stanti si rinvengono i sedimenti del ciclo del Messiniano-Pliocene inferiore oppure quelli del ciclo del Pliocene medio (Coppa De Castro, Moncharmont Zei e ah, 1970). I sedimenti miocenici arenacei non affiorano soltanto lungo i margini del gruppo del Par¬ tenio ma si rinvengono in placche anche al disopra del massiccio calcareo, ad esempio nella zona di Croce di Puntina, 3 km circa a sud di S. Martino Valle Caudina, e nei pressi del Santuario di Montevergine. I rapporti attuali tra il Miocene arenaceo e i calcari mesozoici sono in genere tettonici, in alcune zone però sono ancora conservati gli originari rapporti stratigrafici. Vengono pertanto descritte le condizioni geologiche di alcune aree nelle quali o sono particolarmente evidenti i rapporti stratigra¬ fici col substrato o dove le masse calcaree in¬ globate tettonicamente nelle arenarie sono chiaramente esposte. 4.1. Sommante - Capriglia. Lungo il bordo del Partenio i rapporti tra i depositi arenacei del Langhiano-Tortoniano inferiore e i calcari mesozoici sono in gene¬ re tettonici, ma non è difficile ritrovare lembi residui trasgressivi di materiale arenaceo, così come è possibile in più località notare i bloc¬ chi calcarei (Pietrastornina, S. Angelo a Scala, Summonte) imballati nelle arenarie (fig. 28). In particolare nella zona di Summonte e più preci¬ samente allo sbocco della valle di Chianchetelle, si può osservare una situazione interessante: lo spuntone calcareo propaggine sud-orientale del M. Valletrona che verso nord è « lega¬ to » ai calcari della serie mesozoica verso sud si inzeppa nelle arenarie. Il piano di scivola¬ mento ha immersione verso est. I termini su¬ periori della serie affiorano ad est di Sum¬ monte, si tratta di depositi arenacei più o meno stratificati cui segue una estesa massa di materiali alloctoni riferibile per la maggior parte alla formazione di Corleto Perticara. Sopra questa massa alloctona, che ha uno spessore dell’ordine dei 500 m, si ritro¬ vano depositi arenacei grossolani a pecten, scutella, coralli e quindi materiale argil¬ loso in strati e banchi con lamellibranchi Nelle argille sono state ritrovate faune del Serravalliano superiore e del Tortoniano infe¬ riore (Coppa De Castro, Moncharmont Zei e al., 1970) (fig. 29). Una estesa coltre di Argille Varicolori tronca la successione. 4. 2. Montevergine. Lungo la strada che da Ospedaletto porta al Santuario di Montevergine, un km circa pri- — 372 — ma del Santuario, affiorano puddinghe polige¬ niche a matrice arenacea con elementi di na¬ tura varia che raggiungono talora vari metri Si ripete cioè la situazione di Summonte e Capriglia. Non si è riusciti a datare gli affioramenti Fig. 28. — Blocco di calcare mesozoico con strati verticali intercalato tettonicamente nelle arenarie (Wild- flysch). Località Pietrastornina. cubi di volume: calcari del substrato, arena¬ rie, calcare tipo palombino, siltiti, rari ciot¬ toli di rocce cristalline (fig. 30). Poco a monte del Santuario, alla destra della strada che porta al ripetitore TV, affiorano ancora argille siltose e calcarifere che inglobano materiale delle Argille Vari¬ colori. Il contatto con il substrato (calcari del Giu¬ rassico superiore) è stratigrafico; i depositi calcarei del tetto invece sembrano poggiare sui sedimenti terrigeni con un contatto tettonico. per assenza di fauna; essi però potrebbero essere correlati con i depositi miocenici tra¬ sgressivi della zona di Pannarano (v. 4. 3). 4. 3. Zona Pannarano. Gli originari rapporti stratigrafici tra i depo¬ siti terrigeni miocenici e la serie carbonatica mesozoica dell’Appennino sono conservati in località La Piana. Il basamento è dato in que¬ sta località da calcari, a luoghi conglomerati, con rudiste spesso in frammenti, alternati a — 373 M. Vergine V. delie Tappale Sommante Cicuzzi — »» SSW NNE ARENARIE CONTATTI TETTONICI r -:Vl' SI ITITI £ - ' Z" -Z ARGILLE CALCARI £ DOLOMIE 7 Km Fig. 29. — Sezione geologica schematica nella zona di Summonte. calcari pseudosaccaroidi (calcareniti e calciru- diti con cemento spatico). Il piano di contatto è irregolare e spesso ar- Fig. 30. — Conglomerato a matrice arenacea, trasgres¬ sivo sulla successione mesozoica. Località Montevergine. rossato; si rinvengono numerosi filoni sedi¬ mentari nel substrato riempiti da materiale arenaceo e argilloso; a volte vi sono sacche riempite da materiale argilloso. I depositi basali terrigeni sono variabili da punto a punto, si tratta a luoghi di puddinghe poligeniche a grana grossa con matrice arena¬ cea con lenti sabbiose, e a luoghi, più estesa¬ mente, di sedimenti pelitici, prevalentemente argille e argille siltose. Gli elementi delle pud¬ dinghe sono costituiti da calcari della serie mesozoica e dai litotipi delle Argille Varicolori. Superiormente si rinvengono arenarie poco cementate o sabbie con laminazione obliqua a grande scala con lamine planari. Nelle sabbie, senza netta stratificazione, sono frequenti i ca¬ nali d'erosione riempiti da depositi arenitici grossolani con laminazione obliqua. Seguono puddinghe poligeniche, in banchi o a struttura massiccia, alternate a sabbie o arenarie poco cementate, e infine puddinghe. I ciottoli di queste puddinghe sono ben arro¬ tondati, di natura calcarea o arenacea, rari i — 374 — ciottoli di rocce cristalline; la matrice, in ge¬ nere non abbondante, è arenacea. La successione è troncata da una zolla di calcare mesozoico. Il contatto è marcato da una faglia con immersione a nord; sulla massa calcarea poggiano, dal lato opposto, con con¬ tatto stratigrafico depositi miocenici argilloso- siltosi. È interessante notare che anche nei din¬ torni di Pannarano si rinvengono intercalate nelle arenarie, in banchi o in masse lentifor¬ mi, brecce calcaree a luoghi senza matrice arenacea e a luoghi con scarsa matrice are¬ nacea. I depositi miocenici della parte bassa della successione hanno i caratteri di depositi in- fra versa u Melone Pannarano Vallone ARENARIE CALCARI / km ! - — — - - - - - - - 1 Fig. 31. — Sezione geologica schematica nella zona di Pannarano. La serie continua verso l’alto con depositi psammitici, costituiti da arenarie a grana grossa o media, con stratificazione non sem¬ pre evidente o mal stratificate. In queste are¬ narie sono intercalati blocchi di calcari meso¬ zoici di dimensioni fino a varie migliaia di metri cubi (fig. 31). Dove chiari sono i rapporti tra le arenarie mioceniche e questi blocchi calcarei è in locali¬ tà Sellini: qui vi sono due masse di calcare me¬ sozoico imballate nelle arenarie; tra dette mas¬ se sono intercalati sedimenti argilloso-siltosi miocenici per uno spessore di circa un metro (figg. 32-33). La messa in posto di queste masse è stata cioè di poco sfasata: sul primo blocco si è deposto materiale pelitico che ha riem¬ pito anche filoni e sacche nel materiale sotto¬ stante, successivamente è « arrivata » la se¬ conda massa calcarea che ha reso leggermente scagliose le argille sottostanti; la sedimenta¬ zione è continuata con depositi prevalente¬ mente arenacei. fralittorali; in particolare nelle argille basali si rinvengono piccoli cristalli di gesso; i de¬ positi diventano di ambiente via via più pro¬ fondo nella parte alta: a nostro avviso, di am¬ biente circalittorale o al più epibatiale. Nella parte basale di questi depositi, in lo¬ calità La Piana si rinvengono oltre ai radio- lari e agli ostracodi alcune orbuline, globi- gerinidi non determinabili e forme arenacee ( Haplophragmoid.es sp., Cyclammina sp., Al¬ veolo phragmium sp.). Si ritiene pertanto di poter attribuire que¬ sti sedimenti almeno ad un Langhiano supe- riore-Serravalliano. Il Miocene terrigeno affiora anche in plac¬ che più o meno estese nelle zone interne del massiccio calcareo; in particolare nella Valle della Creta affiorano arenarie e argille nelle quali è stata riscontrata la seguente micro¬ fauna: Globorotalia mayeri (Cush. e Ellisor), Gl. 375 Fig. 32. — Due blocchi di calcari mesozoici intercalati nelle arenarie (Wildflysch); tra i due blocchi si nota un livello argilloso. Località Sellini. Fig. 33. — Particolare del livello argilloso intercalato ai blocchi calcarei della figura precedente. Notare il piano di scivolamento del blocco calcareo a tetto del livello pelitico. Località SclUtti. — 376 — p s eudo pachy derma (Cita, Tremoli Silva e so, alle quali sono intercalate puddinghe cal- Rossi), Gl. scitula (Brady), Gl. scitula praesci- caree; verso l’alto, gradualmente, le brecce tuia Blow, Globigerina concinna Reuss, Gl vengono sostituite da puddinghe con ciottoli falconensis Blow, Globigerina sp., Globoqua - molto ben arrotondati, a cemento calca- drina sp., Globigerinoides trilobus (Reuss), reo marnoso giallo e subordinatamente calca- Or bulina bilobata (D’Ore.), O. suturalis Bron- reniti. Gli elementi delle brecce e delle pud nimann, O. universa D’Orb. droghe sono riferibili ai calcari della serie Il benthos è scarsamente rappresentato. mesozoica che costituisce il substrato. Nelle puddinghe della parte alta della successione 4.4. S. Martino Valle Caudina. si rinviene, sporadicamente, qualche ciottolo di quarzo o di elementi riferibili ai complessi Sul versante orientale di Piano di Coppo litologici delle Argille Varicolori. Non è stato sono ben conservati e visibili gli originari possibile precisare finora l’età di questa suc- rapporti stratigrafici tra il substrato calcareo cessione per mancanza di fossili; per la Valloni e M Pinone Castello sw NE Fig. 34. — Sezione geologica schematica nella zona di S. Martino Valle Caudina. e i depositi terrigeni miocenici (fig. 34). Il sub¬ strato è costituito da calcari a rudiste del Cre¬ tacico superiore, gli strati pendono fortemente verso est. Si tratta di calcari micritici a rudiste e di calcareniti o calciruditi a cemento spatico con frammenti di rudiste ed altri molluschi. In apparente concordanza su questi depositi poggia una successione calcarea (trasgressio¬ ne preorogenetica?) dello spessore di circa 20-30 m costituita, alla base, da brecce calca¬ ree molto grossolane, mal stratificate, con ce¬ mento calcareo o raramente calcareo marno- presenza di elementi di flysch alloctono pen¬ siamo che si tratti di depositi miocenici. Su questi sedimenti calcarei poggiano con contatto stratigrafico irregolare i depositi ter¬ rigeni, argille o argille siltose, che riempiono cavità del substrato costituendo sacche e fi¬ loni sedimentari; sono presenti, a luoghi ab¬ bondanti, fori di litodomi riempiti da ma¬ teriale argilloso. A questi depositi basali segue una alternanza di arenarie, siltiti e argille siltose, che è tronca¬ ta dalla zolla calcarea del Monte Tizzone con — 377 — un piano di scivolamento che immerge confor¬ memente agli strati (figg. 35-36). Si tratta di un grosso blocco calcareo dell'ordine di varie migliaia di metri cubi che è « slittato » in un bacino terrigeno miocenico come testimonia¬ no ancora le placche residue di materiale are- Fig. 35. — Piccola dorsale calcarea (Monte Pizzone) che poggia mediante un piano di scivolamento (im¬ mergente a nord) sulle arenarie. Sul versante opposto della dorsale le arenarie poggiano strati- graficamente sui calcari. Località S. Martino Valle Caudina. Fig. 3 ù. — Particolare del piano di scivolamento della figura precedente. Località S. Martino Valle Caudina. naceo trasgressivo su di esso nel versante orientale. La successione continua con depositi are¬ nacei mal cementati, con lenti di calcareniti e di puddinghe grossolane a scarsa matrice are¬ nacea; i ciottoli di questi depositi derivano e dalla piattaforma carbonatica e dalle Argille Varicolori. Anche in questa successione si rinvengono imballate lenti di Argille Varico¬ lori e blocchi calcarei della serie mesozoica, delle dimensioni di varie migliaia di metri cubi. Lo spessore di questa serie è di circa 400 m. I depositi terrigeni basali affiorano sia ver¬ so nord che verso sud. Verso nord in località Castello lungo il fosso che scorre nell'abitato, è possibile notare sedimenti arenacei e are- naceo-siìtosi con la superficie superiore degli strati increspata da strutture da correnti o con laminazioni oblique nel] 'interno degli strati (fig. 37). I fori di litodomi localizzati nelle puddin¬ ghe calcaree e riempiti da argilla (fig. 38), le caratteristiche litologiche e le strutture sedi- — 378 — Fig. 37. — Depositi arenacei della parte basale della successione miocenica terrigena. Notare le impronte dovute all’azione di correnti e la relativa laminazione obliqua all’interno degli strati. Località Castello. Fig. 38. — Fori di litodomi (riempiti da argille mie Geniche) nelle puddinghe che chiudono la successione carbonatica del gruppo del Partenio. Località S. Martino Valle Caudina. — 379 — mentarie indicano che la base della successione si è depositata in un ambiente neritico infralit- torale, questi sedimenti sarebbero perciò tra¬ sgressivi s.s. sul substrato; la parte superiore della successione invece si è depositata, come generalmente riscontrato, in un ambiente ne¬ ritico circalittorale e epibatiale. 5. Gruppo del Taburno Camposauro. Le facies mesozoiche che costituiscono i ri¬ lievi calcareo-dolomitici del Taburno sono ben differenziate da quelle del Camposauro. Anche il Miocene calcareo trasgressivo (tra¬ sgressione preorogenetica) presenta caratteri differenti nelle due zone. Nel Taburno il Mio¬ cene calcareo è costituito da conglomerati, con ciottoli del substrato, di età serravallia- na ( Formazione di Laiano D’Argenio 1967); nel Camposauro il Miocene calcareo è invece costituito, a partire dal basso, da: 1 ) Calcari biostromali o conglomeratici con litotamni, pettinidi, etc. ( Formazione di Cusano Selli 1957). Età Langhiano superiore; 2) Calcari marnosi e marne ad orbuline, etc. ( Formazione di Longano Selli 1957). Età Serravalliano. Ai bordi del gruppo affiorano invece este¬ samente i depositi miocenici terrigeni: si tratta di arenarie, talora con abbondante ma¬ trice, di siltiti e argille siltose; nei termini basali sono presenti calcareniti e calciruditi. Depositi miocenici terrigeni affiorano anche sul massiccio calcareo, ad esempio in località Fontana Trinità dove sono sovrapposti ai de¬ positi miocenici calcarei e calcareo-marnosi prima descritti. Nella zona di Vitulano e nella sella tra Monte Pentirne e Monte S. Michele è possi¬ bile notare l’appoggio stratigrafico dei depo¬ siti terrigeni sui calcari della serie carbona- tica (trasgressione sinorogenetica). Nei depositi arenacei, in particolare tra Campoli di Monte Taburno e Montesarchio, sono inglobati numerosi blocchi di calcari mesozoici (tra i quali è caratteristica la Pie¬ tra di Tocco con strati subverticali) e masse più o meno estese di Argille Varicolori. Una coltre alloctona tronca la sedimentazione delle arenarie. In quest’area le Argille Varicolori sono costituite da materiale argilloso caotico che ingloba pacchi di strati riferibili alla for¬ mazione di Corleto Perticava (Selli 1962) o al flysch rosso (Scandone 1967). La formazio¬ ne di Corleto Perticava è costituita da un’al¬ ternanza di calcilutiti, marne e arenarie; il flysch rosso è costituito da calcareniti e calci¬ ruditi alternate a marne di colore rosso. La successione arenacea ha uno spessore diffìcilmente valutabile che si dovrebbe aggi¬ rare intorno ai 500 m. È stato possibile da¬ tare come Serravalliano i livelli inferiori di questa successione, mentre la parte sovra¬ stante prevalentemente arenacea è risultata nriva di fossili cronologicamente significativi. Non si può pertanto escludere che nella parte superiore di questa successione sia rappresen¬ tato il Tortoniano. I caratteri sedimentari di queste arenarie mostrano che si tratta di de¬ positi di ambiente neritico circalittorale o epibatiale, prevalgono le flussotorbiditi a cui sono raramente associate depositi da correnti di torbida o torbiditi s.s. Gli strati infatti so¬ no spesso lenticolari, mostrano marcati feno¬ meni di erosione alla base; poco frequente la gradazione verticale. A luoghi, specialmente nei depositi a granulometria più fine, è pos¬ sibile rilevare sequenze tipiche di depositi torbiditici. Vengono descritte in particolare le succes¬ sioni stratigrafiche riscontrate nella zona di Prata, di Fontana. Trinità, di Vitulano, di Monte Pentirne e Monte S. Michele ed infine quella riscontrata nei pressi del ponte di Moia- no, 8 km a ovest del Taburno. 5. 1. Valle di Prata. I rapporti tra massicci calcarei e sedimenti miocenici terrigeni sono particolarmente evi¬ denti in località Piana di Prata tra il Taburno e il Camposauro. Precisamente, alle pendici nord-orientali di Monte Cardito (Monte Tabur¬ no), su brecce calcaree spesso dolomitizzate di età infraliassica poggiano stratigraficamente arenarie mioceniche; spostandosi verso sud¬ est in direzione del Fosso di Prata è possibile osservare che le propaggini sud-orientali di Monte Cardito costituiscono una lama calca¬ rea che si « inzeppa » nelle arenarie con piano inclinato di pochi gradi (15° o 20°) e immer¬ gente a nord-est. Procedendo ancora verso — 380 — sud-est la lama calcarea si suddivide in più blocchi, intercalati nelle arenarie, che manten¬ gono io stesso orientamento (figg. 39-40). Nessuna considerazione cronologica basata sulle analisi micropaleontologiche può esser fatta per i sedimenti ora descritti, affioranti nella Valle di Prata, giacché essi sono risul¬ ta ras Le Roy, che mostrano il più delle volte chiari segni di rimaneggiamento. 5.2. Fontana Trinità. Nella zona di Fontana Trinità, 1 km a nord- ovest del Monte Camposauro (q. 1390), è possi¬ ci 1 km h Fig. 39. — Stereogramma geologico schematico della Piana di Prata. tati pressocchè sterili. Le sporadiche forme rinvenute sono da attribuire a: Globoquadrina dehiscens (Chapman, Parr. e Collins) Globigerinoides bisphericus Todd, Globigerinoides trilobus (Reuss) Gl. t. inama¬ bile ricostruire le seguenti successioni a par¬ tire dal basso (fig. 41). a) calcari a rudiste del Cretacico supe¬ riore; b) Formazione di Cusano Selli 1957, 381 — Fig. 40. — Blocco di calcare mesozoico intercalato nelle arenarie (Wildflysch). Località Piana di Prata. fontana Trinità9 <200 f riOO fOOO Fig. 41. — Sezione geologica schematica nella zona di Fontana Trinità. — 382 — calcari talora biocostruiti con litotamni, pecti- nidi, etc. La formazione è trasgressiva concor¬ dante sui sottostanti calcari a rudiste ed ha un andamento lenticolare con spessore massi¬ mo di circa 10 m. Età Langhiano superiore - Serravalliano; c) Formazione di Longano Selli, 1957, calcari marnosi e marne ad orbuline, globo¬ visibile anche sui calcari del Cretacico dove affiorano lembi residui di questi depositi che contengono tra l'altro qualche ciottolo calca¬ reo arrotondato e costituiscono fìloncelli sedi¬ mentari nel substrato. In queste arenarie è in¬ globata inoltre una grossa lente di materiale alloctono costituito da una alternanza di cal- careniti e marne rosse ( flysch rosso). La sor- Fig. 42. — Piccoli arricciamenti nelle calcareniti e marne ad Orbulina (formazione di Longano Selli 1957). Località Fontana Trinità. quadrine, etc. Questa formazione segue in continuità stratigrafica la formazione di Cu¬ sano, ha un andamento lenticolare con spes¬ sore massimo intorno ai 15 m. I calcari mar¬ nosi sono straterellati e sono state notate fre¬ quenti arricciature e fenomeni di franamenti intraformazionali (fig. 42). Età Serravalliano. d) Argille Varicolori sovrapposte tettoni¬ camente ai terreni sottostanti e costituite da materiale argilloso che ingloba quarzareniti giallastre con granuli generalmente arroton¬ dati; e) Arenarie grossolane, mal stratificate e con laminette o fiamme di argille verdastre; poggianti con contatto stratigrafico su tutti i depositi descritti (trasgressione sinorogeneti- ca). Alle arenarie sono intercalati straterelli di argille e argille siltose. Il contatto è ben gente che costituisce la Fontana Trinità affio¬ ra appunto al contatto tra questo materiale alloctono e i depositi arenacei. Negli straterelli di argilla intercalati alle arenarie è stata rinvenuta la seguente asso¬ ciazione: : Globoquadrina dehiscens (Chapman, Parr e Collins), Globigerinoides bisphericus Todd, Gl. trilobus (Reuss), Gl. t. sacculifer (Brady), Praeorbtdina transitoria (Blow), Orbulina bi¬ lobata (D’Orb.), O. suturalis Bronnimann, O. universa D’Orb. a cui si aggiungono rare forme arenacee ( Ammodiscus sp., Hyperam- mina sp. etc.). Anche in questo caso i micro¬ fossili sono rari e in cattivo stato di conser¬ vazione. L’età è sicuramente non più antica del Ser¬ ravalliano. — 383 — 5. 3. Vitulano. Nei dintorni di Vitulano in località Castello affiorano estesamente depositi miocenici costi¬ tuiti da arenarie, marne arenacee e argille siltose con grossi litotamni facilmente isola¬ bili, pettinidi, ostreidi e altri macrofossili. In Serre Per i caratteri sedimentari e le biofacies questi depositi sono da ritenersi di ambiente neritico infralittorale. Solo raramente i residui di lavaggio conten¬ gono una frazione organica che è costituita da pochi e mal conservati foraminiferi plancto¬ nici, sempre intensamente spatizzati, tra cui $00- r ” 400- 200- ARENARIE A.V. CALCAR! - — - — — CONTA 7T! TETTONICI 500 m - - — - — i Fig. 43. — Sezione geologica schematica nella zona Serre, tra Monte Pentirne e Monte S. Michele. questo materiale sono contenuti blocchi an¬ che grossolani del substrato calcareo. Questi sedimenti, come visto da Malatesta 1958, poggiano, anche se il contatto non è sempre chiaramente esposto sui calcari del Cretacico superiore. Forse l’appoggio avviene sui calcari a lito¬ tamni ( Formazione di Cusano Selli 1957) o su calcareniti reticolate a pettinidi; non è stato possibile accertare se questi elementi calcarei miocenici costituiscono localmente il substrato o siano imballati nel materiale are¬ naceo miocenico. Chiaramente imballati inve¬ ce sono masse alloctone del tipo flysch rosso. Nella parte alta questi sedimenti diventano prevalentemente arenacei. è però ben riconoscibile Orbulina universa D’Orb., a cui si accompagnano forme del gen. Globigerina, Globigerinoides e alcune globoro- talie del gruppo Gl. scitula (Brady). Questi pochi microfossili permettono di as¬ segnare un’età non più antica del Serraval- liano ai sedimenti che li contengono. 5. 4. Monte Pentirne - Monte S. Michele. Nella sella tra Monte Pentirne e Monte S. Mi¬ chele fino agli abitati di Paupisi e Torrecuso affiorano sedimenti prevalentemente arenacei del Miocene ( Flysch di Torrecuso D’Argenio 1967) (fig. 43). Questi depositi poggiano in tra¬ sgressione su di un substrato calcareo del Cre- — 384 — tacico; il contatto avviene senza l'interposizio¬ ne di un conglomerato basale o comunque di elementi del substrato. Il piano di trasgressione testimonia una morfologia articolata prima del¬ la deposizione dei terreni miocenici; sono fre¬ quenti i filoni sedimentari di dimensioni va¬ riabili fino ad un centimetro di metri (D’Arge- nio 1967) riempiti di materiale terrigeno. A luoghi è visibile una debole discordanza ango¬ lare tra il substrato e il Miocene arenaceo, i calcari mesozoici immergono a nord-est men¬ tre le arenarie immergono a nord-ovest; a luo¬ ghi invece la trasgressione sembra concor¬ dante. I sedimenti basali di questa successione so¬ no costituiti da arenarie di colore giallo e bruno ben stratificate spesso con laminazione obliqua e siltiti e marne siltose; alcuni strati arenaceo- siltosi sono tipicamente di colore nero. Seguo¬ no arenarie calcarifere con laminazione obli¬ qua e parallela, marne e calciruditi gradate. Gli strati calciridutici, con elementi a spigoli vivi e di dimensioni massime intorno ai 10 cm aila base, passano gradualmente verso l’alto a calcareniti quarzose. I clasti derivano dai cal¬ cari del substrato mesozoico. Seguono arena¬ rie, siltiti e marne ben stratificate. Sono se¬ gnalati Paleodyction. Lo spessore di questa for¬ mazione pur essendo difficilmente valutabile si dovrebbe aggirare intorno ai 200 m. In questi depositi, a cinquanta metri circa dalla base, nella zona tra Monte Pentirne e Mon¬ te S. Michele, si rinvengono imballati blocchi calcarei dalle dimensioni variabili fino ad al¬ cune migliaia di metri cubi; i blocchi sono a luoghi molto tettonizzati. Inoltre sempre in¬ tercalati in questi depositi si rinvengono ma¬ teriali alloctoni, appartenenti al complesso delle Argille Varicolori, costituiti da calcari marnosi rossi tipo scaglia alternati a calciru¬ diti e pezzame vario tra cui calcilutiti silici¬ fere tipo pietra paesina. Alcuni campioni di siltiti e marne siltose raccolte alla base della successione contengo¬ no microfaune composte quasi esclusivamente da forme planctoniche. È stato possibile rico¬ noscervi complessivamente: Hastigerina siphonifera (D’Orb.), Globorota- lia continuosa Blow, Gl. mayeri (Cush. e El- lisor), Gl. obesa Bolli, Gl. peripheroronda Blow e Banner, Globigerina falconensis Blow, Globigerina sp., Globoquadrina dehiscens (Chapman, Parr e Collins), Globoquadrina sp., Globigerinoides bisphericus Todd, Gl. trilobus (Reuss), Gl. t. sacculifer (Brady), Praeorbulina transitoria (Blow), Orbulina suturalis Bronni- mann, O. universa D'Orb. I microfossili si presentano generalmente spatizzati, col guscio rotto o deformato; per molti di essi non è stato possibile giungere ad una determinazione specifica. L’età dell’as¬ sociazione microfaunistica è sicuramente Ser- ravalliano. Riteniamo inoltre possibile che nella parte alta della successione sia presente il Tortonia- no ma le ricerche micropaleontologiche effet¬ tuate non hanno fornito alcun dato attendibile a causa dell’assenza o del pessimo stato di conservazione del residuo organico. Malgrado non vi siano elementi sufficiente- mente caratteristici riteniamo che l'ambiente di sedimentazione di questi depositi sia neri- tico circalittorale o al più epibatiale con depo¬ siti trattivi normali e episodi torbiditici. No¬ tiamo d’altro canto che esiste una rapida va¬ riazione laterale in questi depositi, il che fa pensare ad un bacino con topografia irregolare. 5. 5. Ponte Moiano. Lungo la strada che da Airola porta ad Arpaia, vicino al Ponte Moiano, nei pressi di una vecchia fornace è possibile osservare ma¬ teriale arenaceo a grana grossa che poggia stratigraficamente sui calcari a rudiste che formano le pendici orientali di Monti di Du- razzano (fig. 44). II contatto è irregolare e si notano nume¬ rosi filoncelli sedimentari arenacei nei sotto¬ stanti calcari. Le arenarie sono mal cemen¬ tate, di colore rosso e giallastro, e contengono numerosi elementi calcarei di dimensioni va¬ riabili da pochi centimetri a qualche metro cubo, spesso ben arrotondati. La successione affiorante, con spessore to¬ tale di 20 m circa, termina con brecce e pud¬ dinghe costituite da elementi della serie car- bonatica sottostante ed elementi delle Argille Varicolori. Non sono state rinvenute microfaune in questi terreni. — 385 — V - IL MIOCENE NEL GRUPPO DEL MATESE ORIENTALE E DEL MONTE MAGGIORE. Nel Matese orientale e nel gruppo del Mon¬ te Maggiore affiorano successioni mioceniche trasgressive concordanti sui calcari mesozoici con caratteri pressocchè uguali studiate ri¬ spettivamente da Selli 1957 e Ogniben 1957. Questi sedimenti costituiscono un ciclo di sedimentazione di età Langhiano superiore- Anche qui una coltre di Argille Varicolori chiude la sedimentazione terrigena. Nel Matese orientale e nel Monte Maggiore affiorano inoltre depositi arenacei, individuati col nome di Arenarie di Caiazzo da Ogniben 1957 e di età serravalliana, che sono molto simili ai depositi terrigeni descritti nei gruppi montuosi limitrofi (Taburno-Camposauro, Par- temo, ecc.); essi dovrebbero rappresentare i depositi della trasgressione sinorogenetica, Fig. 44. — Conglomerato ad elementi calcarei e a matrice arenacea prevalente. Località Ponte di Moiano. Tortoniano e rappresentano la trasgressione preorogenetica. I depositi basali, calcari a litotamni ( For¬ mazione di Cusano Selli 1957, Calcari di Ma- stroianni Ogniben 1957), sono trasgressivi concordanti sul substrato costituito in genere dai calcari a rudiste del Cretacico superiore. Ai calcari a litotamni seguono calcari marnosi e marne ad orbuline del Serravalliano ( Forma¬ zione di Longano Selli 1957, Calcare marnoso di Moni ugnella Ogniben 1957), e depositi pre¬ valentemente terrigeni torbiditici del Serra- valliano-Tortoniano ( Formazione di Pietraroia Selli 1957, Flysch di Moleta Ogniben 1957), in questi ultimi depositi sono tettonicamente in¬ tercalati blocchi di calcari miocenici e mate¬ riali delle Argille Varicolori. Si tratta cioè di sedimenti con caratteri di Wildflysch. legati alla piattaforma interna; questi terreni sono sovrapposti tettonicamente al flysch di Moleta e alla F orinazione di Pietraroia. 1. Matese orientale. Nella zona orientale del gruppo del Matese affiora una successione carbonatica di piatta¬ forma con una lacuna medio cretacica mar¬ cata da un orizzonte di bauxite, in quella occi¬ dentale affiora, invece, una successione car¬ bonatica con notevoli lacune e con caratteri di transizione a bacini più aperti (Pesca¬ tore 1965). Il Miocene trasgressivo sul Me¬ sozoico ha caratteri differenti nelle due aree anche se le formazioni sono agevolmente cor¬ reiabili. Selli 1957 riporta le caratteristiche prin- 25 — 386 — cipali di queste successioni mioceniche; in particolare nel Matese orientale sono state distinte da questo Autore le seguenti forma¬ zioni a partire dal basso: 1) Formazione di Cusano : calcareniti talora biocostruite con litotamni, ostreidi e pettini- di, etc. Età: Langhiano superiore - Serraval- liano. 2) Formazione di Longano : marne e marne arenacee con orbuline. Età: Serravalliano. Al Per il Matese orientale vengono descritte in particolare le situazioni di Monte Cigno e quella del Torrente Calvaruse (Cusano). 1.1. Monte Cigno. Sui calcari del Cretacico inferiore che co¬ stituiscono la dorsale di M. Cigno, si rinven¬ gono placche più o meno estese di brecce calcaree (depositi simili affiorano nel fosso Fig. 45. — Blocco di calcare miocenico a litotamni intercalato tettonicamente nella formazione di Pie- traroia (Selli 1957). Località Provinciale Cusano Mutri - Pietraroia. passaggio tra le due formazioni esiste un li¬ vello con coproliti fosfatiche. 3) Formazione di Pietraroia: argille e argil¬ le siltose e arenarie. Età: Serravalliano-Torto- niano. Questi depositi hanno i caratteri di fasi distali di correnti di torbida: gradazione, laminazione obliqua e convoluta. Il contatto tra la formazione di Longano e quella di Pie¬ traroia non c stato mai osservato con chia¬ rezza a causa della diversa competenza dei due materiali. Nella formazione di Pietraroia si rinvengono tettonicamente inglobati e bloc¬ chi di calcari miocenici (calcari a litotamni della Formazione di Cusano, fig. 45) e materia¬ le alloctono delle Argille Varicolori (tra i quali arenarie del Flysch Numidico). Una coltre di Argille Varicolori tronca la successione miocenica. Calvaruse) che contengono grossi blocchi di calcari cretacici e miocenici. Al di so¬ pra delle brecce con contatto marcato da una superficie di scivolamento, che mostra visto¬ se striature in diverse direzioni, si trovano argille e argille siltose del tutto simili alla Formazione di Pietraroia che sembrano pas¬ sare verso l’alto a depositi arenacei grossola¬ ni. Questi depositi terrigeni talora poggiano direttamente sul Mesozoico ed in essi sono inglobati materiali delle Argille Varicolori. Tali arenarie dovrebbero rappresentare localmente la trasgressione sinorogenetica (fig. 46). Le analisi micropaleontologiche di alcuni campioni di argilla e argilla siltosa hanno fornito la seguente microfauna: Globorotalia continuosa Blow, Gl. cfr. len- — 387 — guaensis Bolli, Gl. cfr. mayeri (Cush. e El- lisor), Gl. scitula (Brady), Globigerina con¬ cinna Reuss, Gl. druryi Akers, Gl. falconensìs Blow, Globigerinoides bollii Blow, Orbulina suturalis Bronnimann, O. universa D’Orb., Globigerinita incrusta Akers, Sphaeroidinel- lopsis subdehiscens subdehiscens Blow, oltre ad alcuni bentonici tra cui Cassidulina sub¬ globosa Brady, Cibicides pseudoungerianus (Cush.), Siphonina reticulata (Czjzek) ed Elphidium sp. L'età di tale associazione è sicuramente serravalliana, molto probabilmente superio¬ re per la presenza di Sphaeroidinellopsis, Gl. druryi e Gl. cfr. lenguaensis. Fra i mi¬ crofossili sono alquanto rare le globorota- che) e, nella parte sommitale, striature con¬ nesse con fenomeni di scivolamenti intrafor- mazionali (fig. 48). Questa formazione mostra tali strutture in tutto il Matese orientale. Il passaggio tra la formazione di Longano e quella di Pietraroia è marcato da brecciole calcaree con matrice calcarea prevalente e ele¬ menti subarrotondati della serie sottostante; in esse sono presenti lenti di materiale argil¬ loso e arenaceo (fig. 49). La forma degli strati di queste calciruditi è fortemente lenticolare. Localmente in questi depositi sono inglobati grossi massi, di dimensioni fino a qualche deci¬ na di metri cubi, di calcari cretacici e miocenici. Nelle lenti argilloso-siltose sono stati rinvenuti Pecten ed altri lamellibranchi. r Ti terno M. Cigno Madonna della Libera 7SO 500 250- ARENARIE argille, surm 500 m ■i CALCARI Fig. 46. — Sezione geologica schematica di Monte Cigno. lie e Sphaeroidinellopsis, più frequenti invece i Globigerinoides. 1.2. Torrente Calvaruse (Cusano). Nei pressi dell’abitato di Cusano, lungo lo spaccato naturale del Torrente Calvaruse (fig. 47), affiorano le tre formazioni mioceniche pri¬ ma descritte. La Formazione di Cusano è tra¬ sgressiva concordante sul Cretacico superiore e passa rapidamente alla formazione di Lon¬ gano-, il passaggio è segnato da coproliti fosfa¬ tiche. La formazione basale è localmente mas¬ siccia mentre quella sovrastante è straterellata; in quest’ultima sono frequenti arricciature degli strati (pieghette più o meno simmetri- Questo materiale conglomeratico poggia di norma sui depositi della F orinazione di Lon¬ gano, a luoghi invece sulla Formazione di Cu¬ sano o, addirittura, sui calcari a rudiste. La messa in posto di questi conglomerati avveniva probabilmente per frane sottoma¬ rine che dovevano possedere notevole capaci¬ tà erosiva. Il passaggio tra la formazione di Longano e quella di Pietraroia è brusco ed è attual¬ mente marcato da evidenti piani di scivola¬ mento. Nei depositi basali siltoso-argillosi, si rinvengono brecce calcaree simili a quelle già descritte, ma che presentano giacitura lenti¬ forme e spessore minore rispetto a quelle sot¬ tostanti. Nella parte alta della formazione vi — 388 — sono infine blocchi di dimensioni sino ad un centinaio di metri cubi di calcari della For¬ mazione di Cusano. In queste due zone del Matese i depositi ter¬ rigeni compaiono bruscamente e sono talora a diretto contatto con il substrato calcareo me- 2. Monte Maggiore. La successione miocenica del M. Maggiore è simile a quella del Matese orientale; Ogni- ben 1957 vi ha distinto le seguenti formazioni, dal basso: CALCAR! ^3 A R UDISTE ARENARIE E ARGILLE — 5 _ 0 ° c O (°) _ CALCARI ■ ó- . 367 3. 5. S. Marco ... . » 369 4. Gruppo del Partenio . » 370 4. 1. Summonte - Capriglia . » 371 4.2. Montevergine . » 371 4. 3. Pannarano . » 372 4. 4. S. Martino Valle Caudina . » 376 — 408 — 5. Gruppo del Taburno Camposauro . 5. 1. Valle di Prata . 5.2. Fontana Trinità .... 5. 3. Vitulano . 5. 4. Monte Pentirne - Monte S. Michele 5. 5. Ponte di Moiano .... pag. 379 » 379 » 380 » 383 » 383 » 384 V - IL MIOCENE NEL GRUPPO DEL MATESE ORIENTALE E DEL MONTE MAG¬ GIORE . . . 385 1. Matese orientale 1. 1. Monte Cigno 1.2. Torrente Calvaruse . 2. Monte Maggiore . » 385 » 386 »> 387 » 388 VI - RAPPORTI TRA I MASSICCI CALCAREI E I DEPOSITI MIOCENICI SINOROGE- NETICI . » 391 1. Traslazione delle piattaforme nel Langhiano e nel Serravalliano .... » 393 2. Piattaforme carbonatiche . » 395 2.1. Piattaforma interna . » 395 2.2. Piattaforma esterna . » 395 3. Modalità ed entità degli spostamenti . » 396 VII - TENTATIVO DI CORRELAZIONE TRA LE FACIES TERRIGENE MIOCENICHE . » 397 Vili - CONSIDERAZIONI SULLE CARATTERISTICHE SEDIMENTARIE DEI DEPOSITI ARENACEI DELLA TRASGRESSIONE SINOROGENETICA . » 399 IX - WILDFLYSCH E ARGILLE VARICOLORI . » 400 X - FLYSCH DI CASTELVETERE (IRPINIA) . . » 401 Bibliografia . . . » 403 Su di alcune microfaune rinvenute nel flysch galestrino della Lucania (Serie calcareo-silico-marnosa) r) Nota della Dott. LAURA MARIA DE STASIO presentata dai Soci FRANCESCO SCARSELLA e MARIO TORRE (Tornata del 9 giugno 1969) RIASSUNTO Lo studio biostratigrafico di alcune sezioni della parte bassa del flysch galestrino, affiorante in varie località della Lucania, ha permesso di attribuirle al passaggio Giurassico-Cretacico cioè Portlan- diano-Valanginiano. È stata studiata, in particolare, l'associazione microfaunistica rinvenuta e ne vengono descritte ed illustrate alcune delle più interessanti specie. SUMMARY Biostratigraphic study of some sections coming from thè lover part of thè « galestrino » flysch, exhibited in various outcrops of Lucania (South Apennines), indicate thè Portlandian-Valanginian age and thè situation of this part of thè series at thè transition Jurassic-Cretaceous. Particular attention has been payed to thè microfauna associations; some of thè more intere- sting species are described and illustrated in detail. Premessa e precedenti conoscenze. In Lucania il « flysch galestrino » segue in continuità di sedimentazione alla successione degli « scisti silicei » (Lucini 1956). Nella sud¬ detta formazione alternanze di calcari marnosi più o meno siliciferi, marne, argilliti e talora brecciole calcaree sono i principali tipi lito¬ logici. Segnalazioni di microfauna nel flysch gale¬ strino sono molte rare. Lucini, Masperoni e Spada (1957) segnalano al Km 118 della S.S. 19, la presenza di globotruncane in argilliti nera¬ stre. Successivamente Lucini (1958) descrive questa microfauna e l'attribuisce al Campania- no-Maastrichtiano. Ricchetti (1961) segnala, nella parte bassa del flysch galestrino affioran¬ te nella zona di Pignola-Abriola, la presenza di Coscinoconus sp. ed attribuisce il livello fos¬ silifero al Cretacico inf.. Crescenti (1966) se- (1) Lavoro eseguito con il contributo del Comitato per le Scienze Geologiche e Minerarie del C.N.R. gnala, nel flysch galestrino affiorante nella Valle del Torrente Fiumarella, la presenza di discocyclina, alveoline, Disticoplax biserialis (Dietrich). Globorotalia aragonensis Nuttall, ed attribuisce questa associazione al Paleocene- Eocene inf. e medio. Recentemente Marini M. (1968) assegna agli « argilloscisti galestrini » di Bella un’età comprensiva tra l’Eocene sup. e l'Oligocene (partim ?). Nel presente lavoro vengono illustrati i ri¬ sultati di ricerche biostratigrafiche condotte nel flysch galestrino in varie località della Lu¬ cania essendosi accertato che l’unica segnala¬ zione micropaleontologica valida per il flysch galestrino è quella di Ricchetti (1961), mentre la microfauna di Lucini, Masperoni e Spada (1957) è contenuta, non nel flysch galestrino, ma nel « flysch nero » (Formazione di Creta Nere, Selli 1962) e la microfauna di Crescenti (1966) « flysch rosso » (Scandone 1967). Per quanto riguarda la segnalazione di Marini (1968) è da precisare che l'Autore parla di « scisti silicei » di facies Bella (e data il flysch — 410 — galestrino in base all’età di questi) laddove si tratta non della formazione degli scisti silicei, ma di « flysch rosso ». La campionatura per lo studio biostratigra- fico del flysch galestrino è stata effettuata su numerosi profili, nonché prelevando campioni sparsi in varie località. Descrizioni dei profili campionati. Nel flysch galestrino, che, come è noto, in Lucania è in continuità di sedimentazione su¬ gli scisti silicei, si possono distinguere tre tipi principali: Tipo a), Tipo b). Tipo c) (Scando- ne 1967). — il Tipo a) giace sugli scisti silicei della facies S. Fele e Pignola-Abriola e della facies Arminone, a N di una linea ideale congiun¬ gente il Lago Sirino e S. Chirico Raparo. È costituito da una alternanza di calcari marnosi più o meno siliciferi, marne argilliti, brecciole calcaree gradate. I calcari di colore variabile dal biancastro al grigio-verdognolo in strati, e più raramente in banchi, presentano frequen¬ temente la caratteristica fessurazione latente della « pietra paesina ». Talvolta nella parte in¬ feriore gli strati mostrano una tessitura gra¬ nulare con evidente gradazione; — il Tipo b) è in continuità di sedimenta¬ zione con gli scisti silicei della facies Lagone- gro-Sasso di Castalda. È costituita da una al¬ ternanza di calcari marnosi più o meno silici¬ feri, marne silicifere e argilliti grigie e soprat¬ tutto nerastre. I calcari raramente presentano gradazione, e solo nella parte più bassa dello strato, per pochi centimetri; — il Tipo c) giace sugli scisti silicei delle facies Lagonegro - Sasso di Castalda e Armiz- zone a S di una linea ideale congiungente il Lago Sirino e S. Chirico Raparo. Esso è costi¬ tuito da una monotona alternanza di calcari siliciferi e di argilliti nerastre con rari livelli di marne scagliose, e si differenzia dal flysch galestrino di tipo b) perchè le argilliti si pre¬ sentano laminate, lucide, con tracce di meta¬ morfismo. Per il presente lavoro sono state effettuate campionature nei tre tipi di flysch galestrino, e qui di seguito se ne dà la descrizione per ogni singola località: Tipo a) — S. Fele, Località Iscatore, Tav. 187, III - NO Muro Lucano. La sezione affiorante in tale località è co¬ stituita da una alternanza di calcareniti e brec¬ ciole gradate, calcilutiti più o meno marnose, marne, argilliti giallastre, verdognole e grigio piombo. La successione passa inferiormente con gradualità agli scisti silicei. In sezione sottile nelle brecciole sono state rinvenute: Protopeneroplis sp., Neotrocholina aff. valdensis, alcuni foraminiferi indetermina¬ bili sia arenacei che ialini. Lo spessore della sezione campionata è di circa 80 metri. — Bella, strada Bella-Muro Lucano, al Km. 11,100', Tav. 187, III - NO Muro Lucano. La successione è molto simile a quella di S. Fele, da cui differisce solo per la presenza di calcilutiti e marne rossastre che mancano nella sezione di S. Fele. Inoltre è stato possi¬ bile prelevare un campione disgregabile che ha fornito microfauna sciolta. In sezione sottile sono state riscontrate: Protopeneroplis sp., Neotrocholina aff. valden¬ sis, Nautiloculina sp. e foraminiferi arenacei (tra cui textularidi). Dal residuo di lavaggio di un solo campione (GB) si è ottenuta una microfauna ricca di Nodosariidae ( Lenticuli - na); Involutinidae ( Trocholina ), Lituolidae e qualche Rotalidae. Lo spessore è di circa 10 metri. — Li Foi di Picerno, Località Pietra Lucente ; Tav. 199, IV - NE Picerno. È stata campionata la parte bassa del flysch galestrino, che passa con gradualità agli scisti silicei. La successione si differenzia da quella di S. Fele e di Bella per una minore percen¬ tuale di brecciole calcaree e per una maggiore abbondanza di calcilutiti. Nelle brecciole sono state riconosciute quasi tutte le forme precedentemente elencate. La sezione campionata ha uno spessore di 50 metri. — Rifreddo, strada Forestale Rifreddo - Pi¬ gnola; Tav. 199, I - NO Potenza. La sezione è abbastanza simile a quella di Li Foi di Picerno. — 411 — Come a Bella, è stato possibile trovare un campione disgregabile (G 37) che ha fornito: Nodosariidae, Involutinidae (tra cui Protope- neroplis sp.), Lituolidae (tra cui N dutiloculina sp.) oltre qualche rotalide. Questi foraminiferi sono presenti anche nelle sezioni sottili. La sezione campionata ha uno spessore di circa 40-50 metri. — Abriola, strada Abriola-Anzi, in corrispon¬ denza del Torrente La Fìumarella, Tav. 199, I - SE Anzi. Per questa campionatura è stato scelto un intervallo privo di brecciole per esaminare anche la parte prevalentemente pelitica, co¬ stituita da calcari marnosi più o meno silici¬ feri e da argilliti grigie e nerastre. Nei calcari marnosi, purtroppo, è stata ri¬ conosciuta una associazione a soli Radiolari e spicole di Spugna, mentre le argilliti sono risultate sterili. Lo spessore è di 40 metri circa. — Savoia di Lucania, Vallone delle Mezza¬ ne (versante sinistro orografico), Tav. 199, IV - SO Polla. La sezione campionata è molto simile a quella del Torrente La Fiumarella. Anche in questa località i calcari contengono Radiolari e spicole di Spugna; e le argilliti sono sterili. — Paterno, Località Serra di Paterno, Tav. 199, II - SO Marsico-Vetere. È stata campionata la parte basale del flysch galestrino, in regolare passaggio stratigrafico agli scisti silicei. La successione è costituita da una alternanza di calcilutiti, marne, argil¬ liti e brecciole. Solo in queste ultime sono stati rinvenuti foraminiferi con guscio agglutinante di scarso o nullo valore stratigrafico. Lo spessore della serie è di 10 metri circa. Sono state, inoltre, effettuate campionature sparse nella zona di S. Cataldo, (Tav. 187, III - SE S. Ilario di Atella); e in quella tra Potenza e Brindisi di Montagna, in partico¬ lare in Località Bosco Le Piane al Km. 482 della S.S. 7. In questa ultima località le brecciole cal¬ caree campionate hanno fornito: Nautilocu- lina sp., Neotrocholina aff. valdensis ed altre forme con gusci arenacei o ialini. Tibo b) — Lagonegro, margine NE della Grada alla confluenza tra il Torrente Bonfilio e il Fiume Serra, Tav. 210, II - NO Lagonegro. È stata campionata la parte basale del flysch galestrino in regolare passaggio gra¬ duale ai sottostanti scisti silicei. La successio¬ ne è costituita da una monotona alternanza di calcilutiti grigie, più o meno silicifere, al¬ quanto manganesifere e argilliti plumbee, con rari strati di diaspri manganesiferi. In questa serie le calcilutiti contengono solo Radiolari e spicole di Spugna, mentre le argil¬ liti sono sterili. Lo spessore è di circa 10 metri. — Marsico Nuovo, Località Parco delle La¬ ma, presso le sorgenti delVAgri, Tav. 199, II - NO Marsico Nuovo. La successione è identica a quella di Lago- negro. Anche qui le calcilutiti contengono solo Ra¬ diolari e spicole di Spugna, mentre le argilliti sono risultate sterili. Lo spessore della sezione campionata è di 80 metri circa. Sono stati ancora prelevati numerosi cam¬ pioni sparsi presso Sasso di Castalda (Tav. 199, III - NE Brienza), lungo la strada Cal¬ vello-pendici E della Serra di Calvello (Tav. 199, II - NO Marsico Nuovo), presso Marsico Nuovo, in località S. Donato; nel Lagonegrese in località Grarette al margine occidentale della struttura di Gianni Griecu (Tav. 210, I - SO Rocca Rossa), sulla strada Lagonegro-Ma- donna del Brusco al Km. 124,400 della S.S. 19, M. Sirino, presso la sorgente le Fontanelle e la sorgente Gavitone (Tav. 210, II - NE M. Si¬ rino), presso la Cappella S. Angelo (Burrone Caranunceddo) (Tav. 210, II - NO Lagonegro). I numerosi campioni esaminati hanno dato, quando non sono risultati del tutto sterili, solo una associazione a Radiolari e spicole di Spugna. — 412 — Tipo c) Nel flysch galestrino di tipo c) non sono state campionate serie, ma sono stati prelevati solo campioni sparsi. Le località sono: al termine della struttura l’Ariannaccia - Tempa delle Ci¬ polle, lungo la strada S.S. 19 (Tav. 210, II - NE M. Sirino) e lungo la mulattiera che costeggia tale struttura. Qualche altro campione è stato prelevato lungo l’incisione del fiume Sinni a S di Tempa la Petra (Tav. 210, II - NE M. Sirino). In tale tipo di flysch galestrino i calcari sili¬ ciferi contengono solo Radiolari e spicele di Spugna, mentre le argilliti nerastre, che si pre¬ sentano molto laminate, lucide e limitata- mente metamorfosate, sono risultate, ancora una volta, sterili. Considerazioni biostratigrafiche. Nel corso dello studio biostratigrafico dei tre tipi di flysch galestrino, precedentemente de¬ scritto, si è osservato che microfaune cronolo¬ gicamente significative sono presenti soltanto nei campioni del flysch galestrino di tipo a). In particolare, le due campionature effettuate presso Rifreddo e Bella sono le più ricche di microfossili. Si pone in rilievo che alcune forme delle associazioni microfaunistiche rinvenute nel flysch galestrino sono già presenti nella por¬ zione terminale (50-60 metri) della serie degli scisti silicei. I foraminiferi rappresentano la quasi tota¬ lità del residuo organico e tra essi prevalgono nettamente le forme bentoniche a guscio ia¬ lino. Sono presenti 7 famiglie comprensive di 15 generi e di 24 specie; le famiglie più ric¬ che di generi e specie sono Nodosariidae e Involutinidae. Sono presenti anche, ma in quantità nettamente subordinata, forme a gu¬ scio agglutinante appartenenti alle famiglie Lituolida, V erneuilinidae e Textularidae. Le forme rinvenute sono (2): (2) Le sigle indicano che la forma è stata riscon¬ trata rispettivamente nelle serie di Rifreddo (R), di Bella (B) o in entrambe le serie (R B). LITUOLIDAE Lituola cfr. diffonnis (Lamarck) 1804 emend. Maync R B Lituola obscura Barnard & Banner R B N autiloculina sp. R TEXTULARIIDAE Textularia chapmani Lalicker Textularia sp. Pseudobolivina sp. VERNEUILINIDAE • \ Gaudryina alexanderi Cushman R Verneuilina tricarinata D’Orbigny NODOSARIIDAE Lenticulina cfr. incrassata Marie R Lenticulina miinsteri (Rqemer) Lenticulina cfr. polylobata Payard R Lenticulina sp. 1 R L. ( Saracenaria ) sp. R L. ( Vaginulina ?) sp. R Lingulina sp. Pseudonodosarip sp. ROTALIIDAE R B INVOLUTINIDAE Protopeneroplis sp. R Trocholina alpina (Leupold) R B Trocholina elongata (Leupold) R B Trocholina molesta Gorbatchik R Neotrocholina all. valdensis Reichel R B Neotrocholina cfr. friburgensis Guillaume & Reichel r ANOMALINIDAE Anomalinoides sp. R B Tra gli altri organismi associati ai fora¬ miniferi i più abbondanti sono i Radiolari che rientrano nella Fam. Liospheridae (gen. Ceno- sphera), Cyrtoidae e Paradiscidae. Tra l’altro si rinvengono frammenti di al¬ ghe riferibili ai generi: Mercierella Dragastan (con la specie M. dacìca Dragastan), Bacinella Radoicic, e piccoli frammenti appartenenti alle Fam. Codiaceae (probabile Cayeuxia ) e Dasycladaceae. Sono presenti ancora spicole di Spugna, ra- dioli di Echinidi, rarissimi Ostracodi, piccoli Gasteropodi e Brachiopodi e frammenti piri- tizzati. In tutto l'elenco riportato, solo due lituo¬ lidi, L. difformis e L. obscura, indicherebbero un'età più recente del Cretacico inferiore. Ma cqcQffl mcn cq m ni m rara — 413 — a questo riguardo è opportuno precisare che la prima, oltre ad essere caratterizzata da una grande variabilità intraspecifica, non è del tutto identica alla forma di Lamarck (emen¬ data da Maync nel 1952) e che la seconda è stata rinvenuta (a quanto risulta) solo da Barnard & Banner nel Cretacico superiore di Norfolk, in Inghilterra, e mai più segnalata in letteratura: pertanto, non essendo ancora sufficientemente conosciuta nè la comparsa nè l’estensione stratigrafica, non si ritiene che essa possa considerarsi come specie ti¬ pica del Senoniano. Per il resto, viceversa, tutte le forme strati- graficamente significative indicano un'età com¬ presa tra il Giurassico superiore e il Cretacico inferiore, e più precisamente compresa tra il Portlandiano e il Valanginiano. Infatti si ha un'associazione caratterizzata dalla presenza dei gen. Protopeneroplis, Nautìloculina, Neo- trocholina, Trocholina ; tale associazione indi¬ ca un intervallo compreso tra il Kimmeriggia- no e il Portlandiano superiore. Ma ce da te¬ ner presente il rinvenimento di specie come la Trocholina elongata e la Trocholina alpina, che iniziano nel Valanginiano, e la presenza della specie Protopeneroplis sp., che è stata più volte rinvenuta dalla dott.ssa R. Radoicic in terreni di età valanginiana (com. pers.). Infine è da segnalare l'importante rinveni¬ mento, in alcuni clasti, di Tintinnidi. Essi so¬ no stati riscontrati nella sola serie di Rifred¬ do e precisamente nel camp. G 35/12. (Tav. Ili, fig. 20). Da quanto detto, si può pertanto dedurre che l'età di questa porzione del flysch gale¬ strino (parte bassa della formazione) appar¬ tiene al passaggio Portlandiano-Valanginiano. Conclusioni. L’insieme delle osservazioni compiute sul terreno e lo studio delle serie effettuate nel flysch galestrino della Lucania, costituito da un’alternanza di argilliti, calcilutiti più o meno silicifere e subordinatamente brecciole calcaree gradate, ha messo in luce che le argilliti sono costantemente sterili e le calcilutiti conten¬ gono solo Radiolari e spicele di Spugna, men¬ tre solo nelle brecciole è presente un’associa¬ zione microfaunistica a foraminiferi che ne permette la datazione. Le microfaune descritte in questo lavoro so¬ no state rinvenute in brecciole contenute nella parte bassa della formazione, a non più di 30-40 metri sopra al tetto degli scisti silicei. Tali brecciole, intercalate ai sedimenti pelitici (che rappresentano probabilmente la sedimentazio¬ ne normale del bacino) sono gradate e deposi¬ tate a mezzo di correnti di torbida: le micro¬ faune contenute sono, quindi, certamente ri- maneggiate, ma il fenomeno è di carattere in- terformazionale per cui è possibile attribuire l’età dell’associazione microfaunistico anche ai sedimenti che la contengono. Le microfaune sono inoltre omogenee ed uniformi ed attribuibili al passaggio Giuras- sico-Cretacico (Portlandiano-Valanginiano); ciò è in perfetto accordo con il fatto che la sotto¬ stante serie degli scisti silicei (a cui il flysch galestrino segue con passaggio stratigrafico per intercalazioni) è stata riconosciuta continua dal Lias al Malm. In nessun caso, infatti, si nota sul terreno discontinuità o lacuna strati¬ grafica tra il tetto degli scisti silicei e la base del flysch galestrino. Un’altra conferma del¬ l’età attribuita a tali sedimenti è fornita dai già ricordati Tintinnidi rinvenuti in alcuni cla¬ sti delle brecciole della serie di Rifreddo. Concludendo, si ritiene che l’intervallo del flysch galestrino studiato, può attribuirsi, con ogni probabilità, al passaggio Giurassico-Cre- tacico (Portlandiano-Valanginiano) o al massi¬ mo al Cretacico inferiore (Valanginiano). Descrizione micropaleontologica. Si descrivono qui di seguito le forme (gene¬ ri e specie) di foraminiferi più interessanti stratigraficamente o morfologicamente, preci¬ sando che, in alcuni casi, lo scarso numero di esemplari rinvenuti non ha permesso di giun¬ gere a determinazioni sicure nè di decidere per l’istituzione di nuovi generi o specie. Per alcune forme viene fornita anche una illustrazione fotografica o un disegno alla ca¬ mera lucida. La classificazione adottata è quella di Loe- blich & Tarpan in Moore, 1964. — 414 — Fam. LITUOLIDAE gen. Lituola Lamarck, 1804 Lìtuola cfr. difformis Tav. Ili, figg. 22-23 Alcuni esemplari presenti nella microfauna del flysch galestrino vengono riferiti solo dubi¬ tativamente alla specie Lituola difformis (La¬ marck) emend. Maync, 1952. Un carattere spe¬ cifico di tale specie è la grande variabilità nel¬ la conformazione del guscio. Gli individui pre¬ sentano uno stadio giovanile ad avvolgimento pianispirale ed uno stadio adulto svolto con andamento uniseriale. Tale stadio può essere rappresentato da una o più camere. Esse au¬ mentano rapidamente di dimensioni nello sta¬ dio iniziale, ma si mantengono poi di dimen¬ sioni costanti nel secondo stadio. Il guscio è agglutinante; nelle sezioni orien¬ tate è possibile, a volte, osservare la scarsezza del materiale da esso agglutinato. In sezione si osserva anche che le logge dello stadio av¬ volto sono ovoidali, mentre quelle dello stadio uniseriale tendono ad assumere una forma triangolare. Inoltre è possibile osservare, nel corso del¬ l’ontogenesi, l’evoluzione dell’apertura: infatti essa è costituita da un solo poro nel primo stadio giovanile, e da più pori (fino a 4-5) nelle camere ultime formate del secondo stadio. Gli esemplari descritti coincidono per molti caratteri con quelli illustrati da Maync dai quali però si discostano solo per i setti che si presentano più sottili. Si ritiene che non sia possibile determinare specificamente le forme riscontrate, dato l’am¬ pio campo di variabilità nella conformazione del guscio di questa specie, e le non sempre favorevoli condizioni di conservazione dei fos¬ sili; pertanto ne deriva una grande difficoltà nel tener sicuramente distinte queste forme da quelle alle quali di volta in volta assomigliano. La specie è stata istituita e a tutt’oggi ritro¬ vata nel Cretacico superiore (Senoniano) dei dintorni di Meudon (Francia). Lituola obscura Barnard & Banner, 1953. Tav. Ili, fig. 21 Lituola obscura - Barnard & Banner, 1953, p. 181, pi. VII, fig. 7a,b. I pochi esemplari rinvenuti sono identici a quelli illustrati da Barnard e Banner. Essi pre¬ sentano, infatti, un avvolgimento iniziale pia¬ nispirale con un numero di camere variabili da 10 a 14 ed uno stadio finale uniseriale com¬ posto da 2 a 4 camere; l’apertura è cribrata, in posizione areale; è caratteristica la presenza di un deposito di materiale calcareo del guscio nel punto di distacco tra lo stadio avvolto e quello uniseriaìe svolto. Questa specie è stata istituita e a tutt’oggi rinvenuta solo nel Cretacico superiore (Seno¬ niano sup. - Maastrichtiano inf.) di Council’s pit, Norfolk, Inghilterra. gen. N autilo cidina Mohler, 1938, emend. Bròn- NIMAN, 1967. N alitilo cui ina sp. Tavv. II -III, figg. 12-19 Tale genere è presente con numerosi esem¬ plari sia nel residuo di lavaggio del camp. G 37, che nelle sezioni sottili della serie di Rifreddo. Gli esemplari rinvenuti mostrano un guscio calcareo imperforato, con bordo subacuto, av¬ volgimento planispirale involuto, con una pic¬ cola e ben definita depressione da ambo i lati; tale depressione è visibile sia negli esemplari sciolti che nelle loro sezioni assiali. In sezione equatoriale si osservano 2-3 giri di spira con 11-12 camere per giro. Tali dati, però, non possono essere confrontati con quelli relativi alle due note specie di N alitilo colina poiché gli esemplari rinvenuti presentano un guscio usurato e mancano sempre di uno o più giri di spira. Le camere sono di forma subrettangolare per cui il rapporto tra lunghezza ed altezza di esse non è uguale come si può riscontrare in¬ vece per la N. oolithica Moh.. L'apertura, osser¬ vata nelle sezioni trasversali ed oblique, è po¬ sta alla base dei setti. Le osservazioni effettuate sulle sezioni as- — 415 — siali coincidono con la descrizione del geno¬ tipo data da Bronniman (1967) nel suo lavoro sulla revisione della N. circularis (Saio & Ba- rakat), 1959, ma ne differiscono per quanto riguarda i setti. Infatti negli esemplari rinve¬ nuti non si riscontra nessun elemento che per¬ metta di considerarli bilamellari, contraria¬ mente a quanto detto da Bronniman (1967), ed inoltre mostrano uno spessore minore della muraglia esterna. Considerando che il materiale disponibile è troppo scarso ed il suo stato di conservazione non permette una più completa ed approfon¬ dita diagnosi, si indicano tali forme come Nautiloculina sp.. Forme molto simili a queste sono state rin¬ venute anche da Gusic (1969) nella Croazia centrale. L’A. ritiene che le forme rinvenute possono rappresentare, probabilmente, una nuova subspecie della specie N. colithica, e pur tuttavia le indica, in accordo anche con la dott. R. Radoicic (1966), come Nautiloculi¬ na sp.. Sarebbe, a tale proposito, necessario, ma esula dal presente lavoro, uno studio più ap¬ profondito di tali forme ed un confronto di¬ retto con gli esemplari rinvenuti da Gusic al fine di tentare una esatta attribuzione speci¬ fica di tali lituolidi. La distribuzione del genere è caratteristica di tutto il Giurassico. Fam. INVOLUTINIDAE gen. Protopeneroplis Weynschenk, 1950 Protopeneroplis sp. Taw. I - II, figg. 6-11 Nel residuo di lavaggio del campione G 37 è stato trovato un foraminifero a guscio cal¬ careo, non trasparente, fortemente usurato per cui non è stato possibile studiarne le ca¬ ratteristiche morfologiche esterne. Neanche la immersione in liquidi come acqua, glicerina o benzolo ha dato buoni risultati. Quindi è stata effettuata una sezione trasversale risultata leg¬ germente obliqua che ha permesso di identi¬ ficare tale foraminifero come appartenente al gen. Protopeneroplis ; altri esemplari di tale genere sono stati riscontrati nelle sezioni sot¬ tili di roccia. In sezione trasversale il guscio mostra un avvolgimento pianispirale involuto, costituito da due giri di spira e non si nota alcuna ten¬ denza allo svolgimento. La muraglia calcarea è composta da due strati, l'interno scuro microgranulare e l’ester¬ no chiaro (ialino) a struttura probabilmente fibroso-raggiata. I giri di spira successivi non sono tangenti tra loro perchè separati da tale strato calcareo-ialino che circonda inoltre, sul lato esterno, tutto il guscio come una carena. Ogni giro di spira comprende 14-18 camere di forma sub-rettangolare di dimensioni cre¬ scenti gradualmente. I setti formati dal solo strato calcareo microgranulare, sono diritti o leggermente inclinati. L’apertura areale, sem¬ plice e ben visibile, è posta verso la base del setto, la cui parte inferiore si presenta gene¬ ralmente più o meno ispessita. La presenza di camerette aperturali nelle ultime camere for¬ matesi, come illustrato da Farinacci (1964), non è mai stata osservata. Le osservazioni compiute sono troppo po¬ che per giungere ad una sicura determinazio¬ ne specifica; pur tuttavia i caratteri osservati permettono di escludere che tali forme appar¬ tengono alla specie Protopeneroplis striata Wey., presente negli scisti silicei. La distribuzione stratigrafica di questo ge¬ nere secondo vari AA. è Dogger-Malm. Forme di Protopeneroplis sp. del tutto iden¬ tiche a quelle ora descritte, sono state rinve¬ nute dalla dr.ssa R. Radoicic in terreni del Cretacico inferiore (Valanginiano) delle Dina¬ ridi (3). gen. Neotrocholina Reichel, 1955 Neotrocholina aff. valdensis Reichel, 1955 Tav. I, figg. 1-5 Associate alle numerose forme di Trocholina alpina (Leupold) (1935) e Trocholina elongata (Leuzold) (1935) sono state rinvenute altre for¬ me attribuite al genere Neotrocholina Reichel, 1955 per il loro guscio calcareo-ialino. (3) Comunicazione personale della dott.ssa R. Ra¬ doicic, che ringrazio vivamente per i consigli e sug¬ gerimenti fornitimi. — -416 — Gli esemplari rinvenuti presentano una for¬ ma conica, ed una faccia basale piana occu¬ pata, per la maggior parte, da pilastri irrego¬ lari di dimensioni variabili. Lateralmente, non si nota la presenza di solchi e si ha un passag¬ gio graduale dei pilastri a delle coste margi¬ nali. Sulla faccia dorsale sono visibili 5-6 giri di spira marcati da leggere suture. L’apertura non è visibile. In sezione assiale, la loggia presenta inizial¬ mente un'altezza uguale alla larghezza, e solo negli ultimi due giri diviene più larga che alta, a lume rettangolare con gli angoli arrotondati. Il proloculo, sferico, non è visibile, ma il piccolo diametro del primo giro può far sup¬ porre che esso sia microsferico. I pilastri sono visibili solo sugli esemplari sciolti, mentre in sezione non sono visibili in quanto sono stati obliterati dalla ricristallizzazione. Sono state effettuate misure del diametro, dell’altezza e dell’angolo apicale sia su esem¬ plari sciolti che su esemplari in sezione sottile, scegliendo sezioni sicuramente assiali, per un totale di 23 individui. Sono stati ricavati quin¬ di dei dati confrontabili con quelli relativi allo olotipo descritto da Reichel (1955). Si ri¬ portano, qui si seguito, i valori medi trovati ed in parentesi i valori relativi all’olotipo: d (diametro) = 1,86 mm (0,54 mm) h (altezza) = 1,17 mm (0,21 mm) R (d/h) = 1,52 (2,58 ) angolo apicale = 83,6° (117°). Dal confronto dei valori si ricava che il rapporto ottenuto è circa la metà di quello riferibile alì'olotipo, per cui la N eotrocholina rinvenuta non solo è più grande, ma presenta anche una spira più alta ed un apice più acuto di N. valdensis, essendo l'angolo apicale mar¬ catamente inferiore. I dati, sopra riportati, sono stati ulterior¬ mente confrontati con i valori della N. valden¬ sis Reichel riportati da Guillaume (1963), ed anche da tale confronto si ricava che la Neo- trocholina rinvenuta presenta delle dimensioni maggiori ed una spira più alta. Si può ritene¬ re, considerando il solo angolo apicale, che, con ogni probabilità, essa possa rappresentare il « tipo » di N eotrocholina valdensis Reic. a spira alta. Nel complesso, non potendo ascrivere con certezza gli esemplari rinvenuti alla specie N. valdensis Reic., nè potendo considerare tali esemplari come varietà di N. valdensis, si re¬ puta opportuno indicarli come specie ad essa affine. Sono stati rinvenuti solo 25 esemplari che presentano un guscio integro, ma il numero è insufficiente per poter giungere ad una sicura determinazione specifica. Reichel ha rinvenuto ed istituito la N eotro¬ cholina valdensis nei terreni del Cretacico in¬ feriore (Valanginiano) d'Arzier (Svizzera). Fam. NODOSARIIDAE gen. Lenticulina Lamarck, 1804 (4) Lenticulina miinsteri (Roemer) Robulina miinsteri Roemer, 1839, p. 48, pi. 20, figs. 29a, b. Lenticulina miinsteri (Roemer) - Gordon, 1962, p. 526, text-figs. 2 (1,2) (con sinonimi). Lenticulina muensteri (Roemer) - Gordon, 1965, p. 840, text-figs. 5, 6 (9-10). Lenticulina-muensteri (Roemer) - Gordon, 1967, p. 451, pi. 4, figs. 4, 12-14. Nella serie di Rifreddo (residuo di lavaggio del camp. G37) sono stati rinvenuti alcuni esemplari del gen. Lenticulina, riferibili alla specie L. miinsteri (Roemer). Essi presentano un guscio ad avvolgimento planispirale involuto, di forma lenticolare, di composizione calcareo-ialina. Lo spessore del guscio è pari ad 1/3 o 1/2 del diametro mas¬ simo. La periferia è subacuta e carenata. L'um- bone, formato da un bottone di calcite ialina, (4) È opportuno precisare, prima di procedere alla descrizione delle varie specie di Lenticulina, che in base agli ultimi studi effettuati da Barnard (1950), Pokorny (1963), Loeblich & Tarpan (1964) e Gordon (1966) tutte le forme di Nodosariidae, di età giuras¬ sica, andrebbero raggruppate sotto l’unico genere Lenticulina Lamarck (1804). Tale necessità derivereb¬ be dal fatto che le forme, essendo ancora all'inizio del loro stadio evolutivo non presentano marcate dif¬ ferenziazioni morfologiche, tali da permettere una netta distinzione fra i vari generi. Per tale ragione Gordon ritiene che nel Giurassico le suddivisioni di questo gruppo di foraminiferi in vari generi e specie risulterebbero forzate se non addirittura arbitrarie. In tale lavoro, si condivìde tale ipotesi e si riuni¬ scono forme di nodosaridi ad avvolgimento planispi¬ rale che presentano caratteri non sempre ben definiti nell’unico genere Lenticulina Lamarck 1804. — 417 — può essere allo stesso livello della superficie del guscio, o essere leggermente rialzato ri¬ spetto ad esso; tale bottone non è sempre tra¬ sparente. Nell’ultimo giro vi sono in media 10 camere, la cui forma, in sezione trasversa me¬ diana, è simile ad un triangolo isoscele; i setti tra le camere sono leggermente convessi verso la parte anteriore del guscio e si prolungano fino al centro di esso; le suture sono limbate. Tale specie presenta un proloculo sferico visi¬ bile negli esemplari sezionati. Tali esemplari si discostano dalla Lenticu¬ lina ministeri e dalla Lenticulina or dinari s Schyfsma, 1949, alla quale solo qualche esem¬ plare si avvicina per avere gli ultimi 2 o 3 setti leggermente depressi e per l’apertura ova¬ le, anziché radiata come nell'olotipo. L'aper¬ tura è posta all’apice esterno della faccia aper- turale che è di forma triangolare, piana o leg¬ germente bombata. D'altro canto, però, la Len¬ ticulina descritta da Franke come Cristallaria ( Robulina ) ministeri (Roemer) mostra una di¬ stinta apertura ovale. In base agli studi com¬ piuti da vari AA. sembra che l’apertura ovale preceda, nel corso dell’evoluzione di un fora- minifero, quella radiata; pertanto gli esempla¬ ri rinvenuti si possono attribuire senz’altro alla L. miinsteri (Roemer). Essa è stata originariamente rinvenuta in terreni del Cretacico inferiore del Nord della Germania, ma Gordon (1961) la riscontra an¬ che in terreni del Giurassico superiore ( Oxfor- diano) nella località di Cambrigeshire. Lenticulina cfr. polylobata Payard, 1947 Sono stati rinvenuti numerosi esemplari provenienti sia dalla serie di Rifreddo (camp. G 37) che dalla serie di Bella (camp. GB). Il guscio di forma lenticolare, biumbonato, biconvesso, ha un avvolgimento pianispirale involuto. La periferia subacuta presenta una carena più o meno sviluppata. Le camere sono leggermente arcuate, più alte che larghe, ed il loro numero nell'ultimo giro di spira, è di 9-10. Le suture sono limbate più o meno lisce; esse sono ricurve e la loro convessità aumenta ver¬ so la periferia. L umbone è formato da un ispessimento di calcite chiara e trasparente e può presentarsi a volte molto sporgente o appena accennato. ■ ■ ' L’apertura è rotonda ed è posta all'angolo pe¬ riferico dell'ultima camera. La faccia apertu- rale triangolare, è piccola e piatta, ed i suoi bordi abbracciano una parte del giro prece¬ dente. L’ornamentazione, quando c’è, si pre¬ senta con sottili coste in corrispondenza delle suture. Gli esemplari non possono essere descritti con maggiore dettaglio e precisione per il loro cattivo stato di conservazione. Essi si disco¬ stano dalla specie L. polylobata solo per il nu¬ mero molto minore delle camere (circa 18 nel- l'olotipo). Payard ha rinvenuto e descritto la L. polylo¬ bata nel Lias sup. (Toarciano-Aleniano) di Pont de Mézeux, presso Pointiers in Francia. Lenticulina sp. 1 Tav. Ili, figg. 24-25 Nei due lavati fossiliferi G 37 e GB, sono stati rinvenuti alcuni esemplari riferibili al genere Lenticulina Lamarck. Essi presentano una forma lenticolare simmetrica, biumbonata, con bordo periferico acuto. L’avvolgimento è planispirale, involuto, formato da un massimo di due giri e mezzo di camere. Il contatto fra i vari giri di spira è marcato dalla presenza di un deposito calcareo ialino, che continua esternamente lungo tutto il bordo del guscio, dando origine ad una carena di dimensioni costanti. Le camere sono piccole e numerose per ogni giro di spira, e crescono gradualmente di dimensioni. Esse sono più lunghe che alte e presentano quindi una forma sub-rettangolare. Attraverso le pareti del guscio si possono di¬ stinguere, in trasparenza, i giri precedenti. I setti tra le camere sono ricurvi e relativamente spessi. La composizione del guscio è calcareo-ialina. L’apertura rotonda è situata all'angolo perife¬ rico della faccia aperturale, che è piuttosto piccola, e con i bordi arrotondati. Nelle sezioni trasversali si vede chiaramente il proloculo di forma sferica. La superficie esterna è quasi sempre senza ornamentazioni; in un solo caso vi sono delle coste, che però non sembrano essere in relazione con i setti. In base alle osservazioni che si sono potute ■compiere, non si è potuti giungere ad alcuna 27 — 418 — determinazione specifica, poiché alcuni tra i più importanti caratteri descritti (camere, pic¬ cole e numerose, presenza di carena di dimen¬ sioni costanti, etc.) non figurano in alcuna spe¬ cie illustrata e descritta nella letteratura con¬ sultata. Pertanto, poiché i dati in possesso non sono sufficienti per attribuire questi esemplari di Lenticulina a nessuna specie nota, si ritiene opportuno indicare tali foraminiferi come Len¬ ticulina sp. 1. Complessivamente sono stati isolati una ven¬ tina di esemplari di cui tre in buone condi¬ zioni di conservazione. Di dieci di essi sono state effettuate sezioni orientate assiali e tra¬ sversali. BIBLIOGRAFIA Abriss E. - 1962 - Leitfessilien der Mikropalaontologie. Gebruder Borutraeger, Berlin, Nikolassee. A.G.I.P. Mineraria - 1959 - Microfacies italiane ( dal Carbonifero al Miocene medio). S. Donato Milanese. Barnard T. - 1950 a - Foraminifera from thè lower Lias of thè Dorset Coast. Quart. J. Geol. Soc. Lon¬ don, n. 419, VI. CV, part. 3, pp. 347-391, fìgg. 11. Barnard T. & Banner E. T. - 1953 - Arenaceous fora¬ minifera from thè upper Cretaceous of England. Quart. J. Geol. Soc. London, n. 434, V. CIX, parte 2, pp. 173-216, pi. VII-IX. 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Micropai., voi. IV, n. 2, New York. TAVOLA I Figg. 1-5. — Neotrocholina aff. valdensis, Reichel. Sezioni assiali e subassiali. Nelle figg. 2 e 3 si nota la zona dei pilastri sporgente alla base del guscio. Sezz-: G 32/6, 32/3, 38/2 e 38/21. Figg. 6-9. — Protopeneroplis sp. Sezioni oblique; nel penultimo setto della foto 9 è visibile l’apertura. Sezz.: G 32/3, 32/6, 32/5 e GB 1. Per tutte le sezioni: Ingrandimento : 60 x . Località: foto 1-8, Rifreddo; foto 9, Bella. Mem. Soc. Natur. in Napoli de Stasio L. M. - Su di alcune microfaune rinvenute nel flysch galestrino della Lucania, ecc. Tav. I TAVOLA II Fig. 10. — Protopeneroplis sp. Sezione obliqua; nel penultimo setto in partico¬ lare è ben visibile l’apertura. Sez.' G32/3; Località : Rifreddo. Fig. 11. — Protopeneroplis sp. Sezione orientata, risultata obliqua, di un esem¬ plare isolato. Vetr.: G 37 (15); Località : Rifreddo. Figg. 12-13-15. — Nautiloculina sp. Sezioni equatoriali in cui si nota la sotti¬ gliezza dei setti. Sezz.: GB 1, 32/5, 32/3; Località : Rifreddo e Bella (GB 1). Figg. 14-16-17. — Nautiloculina sp. Sezioni assiali; Sezz.: G40B/1, B 1/3, 35/10; Località : Rifreddo e Bella (B 1/3). Fig. 18. — Nautiloculina sp. Sezione orientata, equatoriale, di un esemplare isolato. Vetr.: G 37 (32); Località : Rifreddo. Per tutte le sezioni: Ingrandimento : foto 10 e 13-17 x60; foto 11 x70; foto 12 x25; foto 18 x70. Mem. Soc. Natur. in Napoli de Stasio L. M. - Su di alcune microfaune rinvenute nel flysch galestrino della Lucania, ecc. Tav. II TAVOLA III Fig. 19. — N autiloculina sp. Sezione orientata, equatoriale, di un esemplare isolato. Vetr.: G 37 (36 bis). Fig. 20. — Tintinnide. Sez.: G 35/12. Fig. 21 — Limola obscura Barnard & Banner. Sezione orientata, trasversale, di un esemplare isalato. Vetr.: G 37 (17). Fig. 22. — Limola cfr. difformis (Lamarck) 1804 emend. Maync. Sez.: G 32/3. Fig. 23. — Limola cfr. difformis (Lamarck) 1804 emend. Maync. Sezione orien¬ tata, trasversale. Vetr.: GB (12). Figg. 24-25. — Lenticulina sp. 1. Sezioni orientate, equatoriali, di esemplari isolati. Vetr.: G 37 50 e GB (63. Per tutte le sezioni: Ingrandimento: foto 19 e 22-23 x70 e foto 20 x200; foto 21 x25; foto 24 x70; foto 25 x 25. Località: Rifreddo e Bella [GB (12) e GB (6)]. Mero. Soc. Matur. in Napoli de Stasio L. M. - Su di alcune microfaune rinvenute nel flysch galestrino della Lucania, ecc. Tav. Ili Indagine palinologica nelle argille di Cutrofiano (Lecce) Nota dei soci DE CUNZO T. e TAVERNIER A. (Tornata del 9 giugno 1969) RIASSUNTO Gli AA. hanno studiato alcuni campioni di argilla provenienti da Cutrofiano, ed hanno rinvenuto essenze vegetali caratteristiche di clima temperato interglaciale; inoltre hanno riscontrato la presenza di membrane chitinoidi di Foraminiferi e Dinoflagellati che indicano l’ambiente marino del materiale stesso. SUMMARY The authors have studied thè palynology of clays collected near Cutrofiano (Lecce Southern Italy) founding several species of temperate interglacial climate vegetation. Mereover some foraminifer chiti- noid membranes and Dynoflafellata indicate a marine environment of sedimentation. La costituzione geologica della Penisola Sa- lentina, quale risulta dalla cartografia ufficiale, è estremamente semplice mancandovi ogni complicazione di carattere tettonico. Ad una ossatura fondamentale affiorante su vastissime aree, rappresentata dai calcari a Rudiste, intensamente carsificati, seguono, ma solo in aree limitate e generalmente ai mar¬ gini prospicienti il Canale d’Otranto, i depo¬ siti calcarei dell’Eocene medio. Dell’Oligocene sono invece taluni depositi sia in facies di cal¬ cari compatti, sia in quella di tufi calcarei lito¬ logicamente assai analoghi a quelli pleistoce¬ nici, dai quali però si distinguono per una ec¬ cezionale ricchezza in Lepidocicline, che val¬ gono a determinarne l'età. In trasgressione sui depositi di età cretacica si rinvengono alcuni vasti lembi miocenici nella tipica facies della « pietra leccese », le cui caratteristiche tecniche hanno largamente contribuito allo sviluppo del barocco leccese che trova riscontro proprio a ragione delle analogie di età e di caratteristiche tecniche, nelle manifestazioni artistiche coeve di Malta, di Ragusa, di Cagliari. È dubbio se nella Penisola Salentina sia pre¬ sente il Pliocene, per quanto i depositi di que¬ sto periodo siano stati segnalati da De Giorgi e, recentemente, dai rilevatori della Carta Geo¬ logica d'Italia. Vastissimi sono i depositi pleistocenici, i quali occupano di solito le aree comprese tra le dorsali calcaree delle ultime Serre Salentine e dimostrano con i loro elementi faunistici la sicura appartenenza al Quaternario sia per la presenza di Anomalina balthica (ed altri Fora¬ miniferi ugualmente significativi) sia per il rinvenimento di Cyprina islandica. La serie quaternaria è completata, ma solo lungo le coste, da lembi di tufi calcarei, i quali, pur non contenendo lo Strombus bubonius, per talune caratteristiche delle microfaune a Cibicides lobatiilus (il quale secondo Accordi offre una eccezionale varietà di forme proprio a ragione dell’habitat caldo) consentono, uni¬ tamente alla posizione altimetrica, la sicura attribuzione al Tirreniano I. Piccoli lembi marginali di analoghi tufi cal¬ carei, corrispondenti al terrazzo di 8-10 metri, mostrano la presenza anche di un Tirrenia- — 422 no II, nel corso del quale si aprirono molte delle grotte che dovevano poi essere sede del¬ l’uomo preistorico nel corso della regressione wurmiana. Il Calabriano, largamente diffuso, come già indicato sopra, è rappresentato dal basso verso l'alto dai seguenti termini: a) tufi calcarei inferiori; b) argille sabbiose azzurrognole, qua e là utilizzate per la fabbricazione dei laterizi an¬ che in scala industriale, come ad esempio pres- a) tufi calcarei inferiori di colore giallo olivastro (spessore circa 100 m; litologica¬ mente: calcareniti) con macrofaune caratte¬ rizzate da ospiti nordici. I suddetti tufi riposano in discordanza sui calcari cretacici o in qualche caso sul Miocene marino; essi rappresentano la base della tra¬ sgressione calabriana durante la quale il mare penetrò fino ai margini delle Murge dopo una emersione durata pressocchè ininterrotta¬ mente dall'inizio del Terziario (tranne tempo- Fig. 1. so Cutrofiano, con presenza di Anomalina bal- thica; c) tufi calcarei superiori, largamente sfrut¬ tati dappertutto come materiale da costruzio¬ ne, salvo che a Cutrofiano ove lo sfruttamento è praticato in profondità attraverso pozzi e gallerie per l’utilizzazione dei tufi calcarei in¬ feriori particolarmente ricercati per le loro caratteristiche tecniche di grande leggerezza e lavorabilità. È qui opportuno ricordare che proprio nei pressi di Cutrofiano, i tufi superiori del livel¬ lo c) risultano in buona parte erosi mettendo così allo scoperto le argille sabbiose del li¬ vello b). Pertanto la serie da noi studiata affiorante in una cava sita nei pressi di Cutrofiano (F 214 - - II - NO Maglie) rappresenta i termini più an¬ tichi del Quaternario ed è costituita a partire dal basso verso l’alto: ranee sommersioni, come quella avvenuta du¬ rante il Miocene, e corrispondente alla forma¬ zione della « pietra leccese »). La costituzione litologica della calcarenite è perfettamente spiegabile se si pensa che l'en- troterra murgiano risulta costituito esclusiva- mente da rocce calcaree; ampi corsi d’acqua anche se di breve lunghezza, dovevano portare grande quantità di detriti a livello granulome¬ trico sabbioso che si depositavano in un mare epicontinentale, per andare a costituire, dopo i processi diagenetici, le calcareniti di cui in a). b) argille azzurre, passanti verso l’alto a sabbie e poi a calcareniti (spessore 20 m). Le argille in questione contengono numero¬ sissimi fossili anche essi caratteristici di mari freddi. Dal punto di vista paleogeografico esse po¬ trebbero rappresentare un approfondimento del bacino di sedimentazione; resta comunque — 423 — da spiegare come mai in un bacino i cui ap¬ porti dovevano essere esclusivamente calcarei (l’entroterra, come detto precedentemente, è calcareo) si siano depositate argille. L’unica spiegazione plausibile è che i mate¬ riali provenissero dalla Fossa Bradanica, ove, come è noto, il Calabriano con facies argillosa è largamente rappresentato. Se si pensa che il membro sovrastante le ar¬ gille b) è costituito da tufi calcarei in tutto simili a quelli descritti in a) è chiaro che la serie affiorante nella Penisola Salentina (tufi - terminate condizioni di temperatura ed umi¬ dità. Molto scarsa la presenza di essenze erbacee, rappresentate esclusivamente da pochi granu¬ li di Chenopodiaceae, tanto che non abbiamo ritenuto opportuno rappresentarle nei dia¬ grammi. Il diagramma cartesiano (fig. 1) dà una vi¬ sione generale delle variazioni percentuali delle essenze da noi rinvenute con frequenza notevole in tutti i campioni e che abbiano con¬ siderato indicative da un punto di vista eli- argille - tufi) assume tutte le caratteristiche di un ciclo sedimentario completo; non è da escludere che si possa trattare di un ciclo eu¬ statico in quanto i termini calcarenitici po¬ trebbero rappresentare le fasi di regressione corrispondenti a due glaciazioni, mentre il termine argilloso potrebbe rappresentare il sollevamento del livello marino corrispondente ad un interglaciale. Questa ipotesi viene confermata dai risultati dell’indagine palinologica effettuata sui cam¬ pioni di argilla di Cutrofiano, oggetto di que¬ sto lavoro. Essa ha messo in luce la presenza di pollini di specie vegetali caratteristiche di clima temperato interglaciale. Sono state infatti ritrovate essenze vegetali appartenenti ai generi Pinus, Podocarpus, Ke- teleeria, Abies, Dacrydium, Carpinus, Quercus, che come è noto richiedono un habitat con de- matico. Perciò sono riportate soltanto le per¬ centuali di Pinus, Podocarpus, Quercus, Car- pinus. La percentuale maggiore è rapresentata da Pinus che nel campione n. 3 raggiunge il va¬ lore massimo del 61,29% e mantiene sempre dei valori percentuali notevolmente elevati. È da notare che le percentuali di Podocar¬ pus, Quercus, Carpinus, sono espresse da curve molto ravvicinate, perchè i valori percentuali risultano pressocchè simili. Dall’andamento delle curve riteniamo, dun¬ que, che nel periodo di formazione del bacino di Cutrofiano il clima temperato esistente rap¬ presentava l’optimum per le condizioni vitali del Pinus, con alternanza di periodi secchi e umidi così come si può rilevare dall'anda¬ mento delle altre tre essenze. Nel diagramma circolare (fig. 2) abbiamo 1 - 5 Pinus 6 Podocarpus 7 Quercus 8 Compositae TAVOLA I 9 - 10 Chenopodiaceae 11-12 Spore 13 - 14 Dinoflagellati Mem. Soc. Natur. in Napoli De Cunzo T., Tavernier A. - Indagine palino lo¬ gica nelle argille di Cutrofiano (Lecce) - Tav. I TAVOLA II 1 - 2 Dinoflagellati 3-7 Membrane chitinose di Foraminifer Mem. Soc. Natur. in Napoli De Cunzo T., Tavernier A. - Indagine palinolo- gica nelle argille di Cutrofano (Lecce) - Tav. II Primo contributo alla conoscenza del nannoplancton calcareo del Giurassico superiore del Gargano Nota di SILVIO DI NOCERA ((*) **) presentata dai soci F. IPPOLITO e M. TORRE (Tornata dei 27 giugno £969) RIASSUNTO Si è osservato allo Stereoscan il nannoplancton calcareo del Giurassico superiore del Gargano (Monte Chiaconcello a SW di Vieste). Si è notato che i calcari tipo « maiolica » del Titonico superiore presen¬ tano un maggiore contenuto in nannoconi rispetto ai sottostanti calcari marnosi con selce (livello a Saccocoma ) anch’essi del Titonico superiore. Vengono quindi descritti alcuni individui appartenenti alla famiglia delle Ellipsagelosphaeracea Noel. SUMMARY The preliminary results of a research on thè calcareous nannoplankton from thè upper Jurassic of thè Mt. Chiaconcello in thè Gargano (Southern Italy) are described. The sediments have been stu- died by thè means of a Stereoscan microscope. Same coccoliths of thè Ellipsagelosphaeracea Noel are described and a particular accumulation of nannocones in thè upper Tithonian white micrits (maiolica) has been also pointed out. Questo lavoro si inquadra in un vasto pro¬ gramma di ricerca in atto da vari anni presso l’Istituto di Geologia dell’Università di Napoli sui problemi della biostratigrafia e petrografia dei sedimenti carbonatici, mesozoici e terziari, dell’Appenmno meridionale. I campioni esaminati provengono dai depo¬ siti del Giurassico superiore del Gargano, e pre¬ cisamente dal Monte Chianconcello (F. 157 III NE « Testa del Gargano ») a SW di Vieste. In tale località affiora un livello di calcari a grana fine di colore giallognolo, più o meno fissili, con selce, con microfacies a Saccocoma. Non è vi¬ sibile la base di tali calcari che si presentano in strati di spessore variabile tra i 5 e i 10 cm per una potenza complessiva di circa 4 m; ad essi seguono calcari compatti a grana fine ed a frattura concoide che appartengono alla parte bassa del complesso dei calcari marnosi con selce tipo « maiolica » attribuito nel foglio N. 157 « Monte Sant'Angelo » della Carta Geo¬ logica d'Italia al Neocomiano. Nel livello a Saccocoma sono presenti ab¬ bondanti resti di questo crinoide pelagico as¬ sociati ad aptici e radiolari; nei primi strati del calcare tipo « maiolica » sovrastante, l’as¬ sociazione è data invece da radiolari, ostra- codi, frammenti di lamellibranchi, Stomio- sphaera e tintinnidi ( Calpionella alpina). In base a tale associazione sia i calcari a Sacco- coma che i sovrastanti livelli tipo « maiolica » sono attribuibili al Titonico superiore (Zam- parelli 1963). Calcari a Saccocoma sono stati ritrovati in varie località italiane e considerati, più o meno concordemente da tutti gli Autori, di età compresa tra il Kimmeridgiano ed il Tito¬ nico superiore (base della maiolica). Studio al microscopio elettronico. Al microscopio a scansione JSM 2 dell'Uni¬ versità di Napoli ho osservato numerosi cam¬ pioni del livello a Saccocoma, su descritto. (*) Lavoro eseguito con il contributo del C.N.R. (**) Istituto di Geologia dell'Università di Napoli. — 428 — Non essendo riuscito ad ottenere una com¬ pleta disgregazione della roccia con le tecni¬ che da me fino ad oggi sperimentate, ho svol¬ to lo studio solo su superfìci di frattura. Per facilitare questo tipo di osservazioni allo Stereoscan è necessario che la superficie da studiare risulti essere in ogni suo punto perpendicolare al fascio degli elettroni; per tale ragione si scelgono quei frammenti di roccia che presentano una superficie il più possibile piana. I preparati vengono incollati su dei suppor¬ ti di rame e successivamente ricoperti di una sottile ed uniforme pellicola di oro in un va¬ porizzatore (tale operazione è stata eseguita con lo JEE 4B dell’Università di Napoli). Come collante ho usato la « laque d’argent 204 » della Degussa di Francoforte che ha dato ottimi risultati in quanto essa assicura la conducibilità del preparato anche nei casi in cui si verifica una difettosa vaporizzazione dell’oro. Fig. 1. — Coccoliti appartenenti alla famiglia delle Ellipsagelosphaeraceae Noel nei calcari del livello a Saccocoma del titonico sup. (M. Chianconcello a SW di Vieste). Camp. S 34 e. m. fotografia n. 2 Ingr. x 3000. All’osservazione mediante lo Stereoscan ho notato che i calcari del livello a Saccocoma sono costituiti da numerosi granuli di calcite dell'ordine di 1-5 micron associati ad abbon¬ danti coccoliti con rari nannoconi (Fig. 1). Questi piccolissimi granuli spesse volte sono costituiti da elementi cristallini romboedrici che possono rappresentare il prodotto della diagenesi nei fanghi pelagici (Fischer 1970). Fig. 2. — Nannaconi del gruppo N. steinmanni (Kam- piner) Bronnimann nei calcari tipo «maiolica» del titonico sup. (M. Chiaconcello a SW di Vieste). Camp. S 27 e. m. fotografia n. 4 Ingr. x 3000. Ho osservato anche alcuni campioni dei calcari tipo « maiolica » (Titonico superiore) che seguono stratigraficamente il livello a Saccocoma. In questi campioni ho riscontra¬ to una diminuzione relativa dei coccoliti ed un improvviso aumento dei nannoconi (Fig. 2). Attualmente non ho altri dati su tale argo¬ mento non avendo avuto la possibilità di os¬ servare molti campioni e non avendo ancora ottenuto individui isolati. È mia intenzione approfondire, in un pros¬ simo lavoro, lo studio del nannoplacton cal¬ careo e di allargare le ricerche ad altri livelli del Giurassico medio-superiore. Sistematica. Nei campioni del Gargano ho riconosciuto numerosi individui appartenenti ai generi — 429 — Ellipsagelosphaera, Cyclagelosphaera ed Acti- nosphaera tutti della famiglia delle Ellipsage- losphaeraceae. Le mie osservazioni, essendo basate su su- peifici di frattura, si limitano alla sola strut¬ tura dei coccoliti visibili al microscopio elet¬ tronico. Infatti in questa nota ho seguito la classificazione esclusivamente morfologica adottata da Moel (1965) per lo studio del nan- noplancton del Giurassico. Fam. ELLIPSAGELOSPHÀERACEAE Noèl Subfam. Ellipsagelosphaeroideae Gen. Ellipsagelosphaera Moel 1965 Ellipsagelosphaera frequens Moel Tav. I, Figg. 1-2-34-5. Coccolithus pelagicus (Wallich) Schiller. D. Moel 1965. p. 321; PI. Ili; Fig. 15-22. Coccolithus pelagicus (Wallich) Schiller. H. Manivit 1959, p. 17; PI. II, Fig. 1-3. Coccolithus pelagicus (Wallich) Schiller. C. Caratimi 1963, p. 41; PI. IV, Fig. 68-70. Ellipsagelosphaera frequens Moel. D. Noel 1965, p. 119. Coccolite ellittico costituito di due dischi so¬ vrapposti uniti da un tubo assiale anch’esso a contorno ellittico, che limita una apertura cen¬ trale (tubo mediano) di dimensioni variabili. Il disco distale, poco più largo del disco pros¬ simale, è costituito di due serie concentriche di lame di calcite. La prima (più esterna) è provvista di grandi lame che si accavallano in senso antiorario; la seconda (più interna) è costituita di piccole lame di calcite che mo¬ strano il medesimo accavallamento della serie esterna. Inoltre le piccole lame sono generalmente di numero inferiore o eguale a quelle più gran¬ di. Tra la serie interna disposta su un piano orizzontale e l'altra esterna, obliqua rispetto al¬ l’asse dell'individuo, è presente un angolo ben evidenziato. Il disco prossimale è formato di una sola serie di lame che presentano un accavallamen¬ to diretto nello stesso senso delle lame del di¬ sco distale. Questo accavallamento interessa in modo particolare la parte periferica della lama a guisa di una L rovesciata. La superficie concava del disco prossimale presenta un ap¬ profondimento maggiore in corrispondenza dell'angolo esistente tra le due serie di lame del disco distale; quando gli accrescimenti se¬ condari dell'area centrale sono ben sviluppati si dispongono su di un piano orizzontale o quasi dove, talvolta, è possibile osservare le due perforazioni del tubo mediano; infatti spesso il tubo mediano presenta dei caratteri¬ stici accrescimenti secondari (piccoli cristalli¬ ni di calcite) che suddividono l’area centrale in due piccole perforazioni situate sempre alla estremità del diametro maggiore (Tav. I, Figg. 1,2,3). Talvolta tali cristalli dì calcite sono tanto sviluppati da obliterare in parte o com¬ pletamente le due perforazioni. Alcuni indivi¬ dui sono provvisti di un'area centrale comple¬ tamente libera di ogni accrescimento di calcite per cui le lame costituenti il tubo mediano sono ben visibili (Tav. I, Fig. 4). Altri presenta¬ no la luce del tubo assiale in veduta distale di dimensioni molto ridotte (Tav. I, Fig. 5). Attual¬ mente ritengo che la differente costituzione del tubo mediano rappresenti semplicemente un carattere variabile da individuo ad indi¬ viduo. Nella Fig. 6 (Tav. I) è illustrata una forma di particolare interesse perché mostra carat¬ teri intermedi tra la E. frequens e la E. lucasi. Infatti sul disco distale di questo coccolite si osserva che mentre le dimensioni delle grandi lame e la lunghezza del diametro maggiore del¬ l’apertura centrale rappresentano caratteri particolarmente importanti e costantemente presenti nella E. frequens, il numero delle la¬ me della serie esterna non è inferiore a 32, ca¬ ratteristica questa, specifica della E. lucasi (Moel 1965). Ritengo quindi necessario approfondire le osservazioni sulla E. frequens al fine di stabi¬ lire la variabilità del numero delle grandi lame ed eventualmente la validità di esso come ca¬ rattere distintivo di tale specie. Gen. Cyclagelosphaera Moel 1965 Cyclagelosphaera sp. 1 Tav. II, Figg. 1-2. Coccolite costituito di due dischi sovrappo¬ sti ed a forma circolare che presenta i seguenti caratteri: — 430 1. - disco distale leggermente più grande del disco prossimale; 2. - disposizione delle lame di calcite del disco prossimale quasi radiale; 3. - lame di calcite costituenti il disco pros¬ simale che presentano nella porzione pe¬ riferica un caratteristico contorno a den¬ te di sega; 4. - concavità del disco prossimale; 5. - apertura centrale a contorno pressocchè circolare e di piccolo diametro. Le foto relative alle Figg. 1-2 (Tav. II), an¬ che se non perfettamente riuscite a causa del¬ l’ingrandimento, sono le uniche, tra quelle da me eseguite su individui di questo genere, che illustrano chiaramente tutti i caratteri su elencati. Tali caratteri non possono essere ri¬ feriti a nessuna specie conosciuta in lettera¬ tura. Gen. Cyclagelosphaera Noel 1965 Cvclagelosphaera sp. 2 Tav. II, Figg. 3-4. Coccolite a contorno circolare o subcircola¬ re costituito di due dischi sovrapposti, di cui il superiore mostra un diametro leggermente maggiore del disco inferiore; nella porzione centrale è provvisto di una grande apertura anch’essa circolare delimitata da un canale mediano costituito di strette e lunghe lame disposte parallelamente all’asse dell'individuo. Il disco distale è composto: la serie esterna è provvista di grandi lame, l’interna di piccole. La prima serie presenta 20-27 lame di calcite non sempre di dimensioni eguali tra loro che si accavallano in senso antiorario; la serie in¬ terna mostra un numero eguale o leggermente inferiore a quello della serie esterna. Inoltre esse si sovrappongono a quelle costituenti il canale centrale, e ne continuano l’andamento parallelo all’asse tanto da formare un caratte¬ ristico bordo sporgente (Figg. 3-4, Tav. II). Nella Fig. 3, grazie ad una rottura che inte¬ ressa una zona marginale delle grandi lame e che permette di vedere quindi una porzione del tutto periferica del disco prossimale, si può osservare un caratteristico accavallamento di¬ retto nello stesso senso delle lame del disco distale. Subfam. Actinosphaeroideae Gen. Actinosphaera Noel 1965 Actinosphaera cfr. deflandrei Noel Tav. II, Figg. 5-6. I caratteri di questo tipo di coccolite, che ho osservato nei calcari del livello a Saccoco- ma, sono relativi alla sola veduta prossimale. Coccolite ellittico a faccia inferiore convessa composto di due dischi sovrapposti di cui il prossimale è di dimensioni minori. Le lame di calcite costituenti il disco distale presentano un leggero accavallamento diretto in senso antiorario, ed inoltre il loro bordo esterno è piatto, per cui il profilo della serie di lame mostra una uniforme e regolare curva¬ tura (Tav. II, Fig. 5). II disco prossimale è costituito di una sola serie di 25-28 lame di calcite abbastanza spesse e con bordo esterno a denti di sega. Tali lame presentano un leggero accavallamento diretto nello stesso senso di quello del disco distale e lasciano un’apertura centrale stretta e allun¬ gata secondo il diametro maggiore (Tav. II, Fig. 6). È da mettere in evidenza che le dimen¬ sioni di queste lame non sono costanti poiché alcune di esse oltre a mostrare una maggiore larghezza rispetto alle dimensioni medie pos¬ sono anche essere tanto lunghe da obliterare in parte l'apertura centrale. Napoli, Istituto di Geologia dell'Università. ( Manoscritto ricevuto il 26 febbraio 1971). — 431 — BIBLIOGRAFIA Deflandre G. - 1959 - Sur les nannofossiles calcaìres et leur systematique. Rev. Microp., 2, n. 3, pp. 127-152, 4 pi., Paris. Deflandre G. e Ferì C. - 1954 - Observation sur les Coccolithophoridés actuels et fossiles en microsco¬ pie ordinaire et elettronique. Ann. Pai., 40, pp. 117- 176, 127 figg. 15 pi., Paris. Zamparelli V. - 1963 - Livello a Saccocoma nel Gar¬ gano. Mem. Soc. Pai. Ital., 4, Bologna. Noel D. - 1965 - Coccolithes Jurassique, essai de clas- sification des coccolithes fossiles. Ed. Centr. de la Recherche Scient., Paris. Bartolini C. e Pxrini C. - 1967 -Découvert de nanno- plankton calcaire dans le grès de Ponsano, Miocene Moyen, Toscana, Italie. Proc. First. Inter. Plankt. Coni., 1, pp. 81-88, 8 pi., Geneva. Canuti P. e Marcucci M. - 1969 - Osservazioni al mi¬ croscopio elettronico sul calcare maiolica in di¬ versi affioramenti della Toscana centro-meridionale. Boll. Soc. Geol. It., 80, pp. 81-105, 7 ff., Roma. Fischer A. G. - 1970 - Lithification of chalk. (In corso di stampa). TAVOLA I FJg- 1 • — Veduta prossimale di Ellipsagelosphaera frequens Noel. Comp. S 33 e. m. fotografia n. 8 Ingr. x 8000. Figg. 2-3-4-5. — Vedute distali di Ellipsagelosphaera frequens Noel. 2: Camp. S 8 e. m. fotografia n. 8 Ingr. x 11500 3: Camp. S 35 e. m. fotografia n. 13 Ingr. x 9370 4: Camp. S 8 e. m. fotografia n. 19 Ingr. x 16120 5: Camp. S 8 e. m. fotografia n. 16 Ingr. x 10450. Fig. 6. — Veduta distale di Ellipsagelosphaera sp. Camp. S 8 e. m. fotografia n. 7 Ingr. x 10500. Mem. Soc. Natur. in Napoli di Nocera S. - Primo contributo alla conoscen¬ za del nannoplancton calcareo, ecc. Tav. I 1 3 5 TAVOLA II Figg. 1-2. — Vedute prossimali di Cvclagelosphaera sp. 1. 1: Camp. S 30 e. m. fotografia n. 11 Ingr. x 10000. 2: Camp. S 28 e. m. fotografia n. 9 Ingr. x 14500. Figg. 34. — Vedute distali di Cvclagelosphaera sp. 2 3: Camp. S 33 e. m. fotografia n. 10 Ingr. x 8000 4: Camp. S 8 e. m. fotografia n. 24 Ingr. x 10450. Figg. 5-6. — Vedute prossimali di Actinosphaera cfr. deflandrei Noel 5: Camp. S 32 e. m. fotografia n. 1 Ingr. x 8800. 6: Camp. S 32 e. m. fotografia n. 2 Ingr. x 14500. Mem. Soc. Natur. in Napoli di Nocera S. - Primo contributo alla conoscen¬ za del nannoplancton calcareo, ecc. Tav. II % Sulla genesi del bradisismo flegreo n (nota preliminare) Nota dei soci A. OLIVERI DEL CASTILLO (1) e M. T. QUAGLI ARI ELLO (1) (Tornata del 27 giugno 1969) RIASSUNTO La interpretazione dei minimi gravimetrici, localizzati nei singoli settori eruttivi della conca campana, attribuiti alla bassa densità dei prodotti piroclastici in essi accumulati, ha suggerito che il noto bradisismo, che si verifica nel settore flegreo, possa essere anch’esso associato alla natura dello strato superficiale. Mentre si rileva che il sia pure accentuato moto negativo del suolo è interamente imputabile al pro¬ cesso di consolidazione, condizionato dalla termalità freatica, dello spesso strato piroclastico superficiale, si illustra la possibilità che il moto positivo del suolo sia attribuibile all’aumento di porosità legata alla variazione del flusso delle acque freatiche imbibenti lo strato superficiale altamente poroso, deter¬ minato o dalle energie sismo-eruttive generate dall’incontro delle masse magmatiche risalenti con la base della falda, o per riscaldamento di questa con la conseguente alterazione dei moti convet¬ tivi freatici. Il comportamento reologico del mezzo poroso imbibito è interpretato con l’ausilio dell’equa¬ zione generale dell’idrodinamica proposta da Scheidegger e in base al tipico comportamento dei mezzi visco-elastici, nell'estensione proposta di Jeffreys, allorché il mezzo è sottoposto a sforzi com¬ portanti variazioni di volume. La evidenziata dipendenza dal tempo della deformazione, condizionata dalla permeabilità del mezzo, consente di giustificare le modalità di sviluppo del bradisismo, positivo. La stessa genesi viene proposta per l’interpretazione dei moti lenti del suolo che si verificano in occasione dei terremoti vulcanici o con ipocentro poco profondo. Questo studio consente di modificare, in modo puramente qualitativo, il grafico dell’andamento del bradisismo flegreo dal II sec. a.C. ad oggi. SUMMARY The locai low gravity values relative to each eruptive area in thè Campanian basin and particu- larly thè one relative to Pozzuoli area (Phlegrean Fields) have been interpreted as due to thè low density of pyroclastic rocks. The Pozzuoli area bounded by thè low gravity values is concident with thè area interested by thè Phlegrean bradyseism. It is suggested that this bradyseism is linked to thè nature of thè pyro- clastic layer. The sinking motion of thè ground, even if affected by thè thermality of underground waters, can be ascribed to a self-loading compaction. The mechanism of thè uplifting can be explained as a consequence of thè pore fluid pression variation, that is of underground waters filling highly porous pyroclastic layer. The intercrustal igneus masses can produce a sensitive variation of thè pore fluid pression either by a mere heat supply or by seismoeruptive actions (phreatic explosion). In thè former case, thè velocity of convective motions within thè layer increases. In thè latter case, thè igneous masses coming up through thè basement’s fractures produce a high pressure gradient between outburst point and thè periphery, by getting on contact with underground water. The rheologic behaviour of thè fluid filling porous media interpreted by thè generai equation of hydrodinamic of porous media pointed by Scheidegger and upon thè behaviour of visco-elastic when subiected to media normal stresses, as pointed out by Jeffreys. Therefore, under thè action of thè seismo-eruptive energies, thè initial elastic deformation must be expected to result very small in comparison to thè total deformation, which is produced by thè change of thè pore pressure and conditioned by permeability. As ground upcastings, even if less conspicous than that observed in Phlegrean Fields, have been often observed during volcanic or howerer shallow earthquakes with similar characteristic, thè above discussed mechanism could also explain these cases. This study has suggested a qualitative modification of thè Phlegrean bradyseism plot, drawn upon data since II century b.c. (*) (*) Questo lavoro è stato eseguito con i contributi del Consiglio Nazionale delle Ricerche. (1) Dell’Istituto di Fisica Terrestre dell’Università di Napoli. 28 — 434 — Il campo gravimetrico residuo di ordine n-1 (Oliveri del Castillo, 1966) ottenuto in ba¬ se alla regionale del I ordine precedentemente determinata (Oliveri del Castillo, 1966) e relativa al versante tirrenico dell’Italia meri¬ dionale, mostrava un quadro essenzialmente nuovo della distribuzione di gravità nella con¬ ca campana, tra il M. Massico e la penisola sorrentina, realizzando una più chiara connes¬ sione tra anomalie locali e strutture geologi¬ che e vulcaniche corrispondenti. con l’area interessata al noto fenomeno del brandismo flegreo, si è ritenuto di doversi po¬ ter associare i locali moti lenti del suolo alla natura dello strato piroclastico. Tenendo conto della notevole porosità e per¬ meabilità dello strato piroclastico flegreo e che questo deve considerarsi interamente im¬ bibito, il bradisismo può interpretarsi in base alla fisica del flusso dei fluidi nei mezzi porosi. Il problema del flusso delle acque del sot¬ tosuolo in un mezzo compressibile, nel caso in La rappresentazione ottenuta fornisce molti elementi interpretativi sulla evoluzione geotet¬ tonica dell’area esaminata che consente una nuova visione di insieme del locale vulcanismo. Essa ha consentito l'interpretazione dei mi¬ nimi gravimetrici localizzati nei singoli settori eruttivi ed in particolare di attribuire quello del settore puteolano (Campi Flegrei), coinci¬ dente con l'archiflegreo di Rittman, alla bas¬ sa densità dei prodotti piroclastici accumula¬ tivi. In base a questa interpretazione è stata possibile la costruzione di modelli gravimetri¬ ci relativi al settore, in base ai quali risulta che i prodotti vulcanici riempiono la conca per uno spessore fino a Km. 3.5. Tale valore si ottiene considerando lo scarto di densità tra vulcaniti e rocce della serie carbonatica, costi¬ tuenti il substrato, pari a 0.4 gr./cm3 (Fig. 1). Poiché il settore puteolano delimitato dal¬ l'andamento delle isoanomale di g, coincide cui sia valida la legge di Darcy, che suppone un regime di flusso laminare, è stato trattato da Scheidegger (1959). Egli rietiene realistica¬ mente che oltre ad essere finiti gli spostamen¬ ti del fluido, anche lo scheletro subisca sposta¬ menti finiti. Considerando la legge di Darcy, l’equazione di stato del fluido e la condizione di continui¬ tà, Scheidegger perviene alla equazione fonda- mentale deH'idrodinamica nei mezzi porosi compressibili in coordinate lagrangiane nella sua forma più generale: 5 Si 1(1 +k) P] = - *5. P_ V- K che è sufficiente a fornire l’illustrazione sul meccanismo del particolare fenomeno brandi¬ sismico verificatosi, almeno dal punto di vi¬ sta qualitativo. — 435 — Infatti nella relazione di cui sopra, si vede la dipendenza della variazione della porosità P e del volume della roccia considerato nel suo insieme. 1 + k = I + A V/V dalla variazione del gradiente di pressione del fluido di poro, condizionata dalla permeabili¬ tà (N„p) e dal suo modo di variare. Si può rite¬ nere che anche nel caso di deformazioni com¬ portanti variazioni di volume, si determina (Jeffreys, 1962) nei mezzi che presentano im¬ perfezioni di elasticità un comportamento ana¬ logo a quello che si ha se il mezzo è interessato a variazioni di forma. Una parte delle defor¬ mazioni è irreversibile le altre devono essere interamente recuperate ed in particolare la deformazione elastica dovrebbe essere prodot¬ ta e recuperata istantaneamente. Nel caso dei mezzi porosi e impregnati di fluido, invece, anche gran parte della deforma¬ zione puramente elastica deve prodursi nel tempo, in quanto condizionata dalla capacità del fluido di fluire nel mezzo in dipendenza della permeabilità che naturalmente condizio¬ na anche la deformazione susseguente, per cui in definitiva il comportamento risulta caratte¬ rizzato da una deformazione elastica molto piccola rispetto alla deformazione totale. Un effetto saliente in questo meccanismo è quello dovuto alle correnti di convezione che si sistemano nel fluido permeante la roccia e che sono state studiate analiticamente da Go- guel (1953). A causa dei notevoli gradienti ter¬ mici regionali e locali nelle aree geotermiche e della alta permeabilità del materiale pirocla¬ stico si ricava da detta teoria che le correnti di convezione effettivamente si formano e si amplificano. Gli elementi teorici brevemente sintetizzati per una analisi più dettagliata dei quali si rin¬ via alla bibliografia, indicano la possibilità di fornire una spiegazione del meccanismo me¬ diante il quale si sviluppa il bradisismo fle- greo. Alla luce della teoria i dati disponibili sul- ! evolversi del fenomeno, specialmente quelli che si riferiscono al moto discendente ed agli eventi che precedettero ed accompagnarono l’eruzione del Monte Nuovo, costituiscono dati utili a mostrare il legame esistente tra il mo¬ to del suolo e la natura dello strato che riem¬ pie la conca flegrea. Questo strato infatti, CO' me si è detto, è formato da una massa di pro¬ dotti piroclastici, costituiti essenzialmente da tufo altamente poroso (50% in superficie) (Pellegrino, 1968) con pori interconnessi, im¬ bibita di acqua. Essa ricopre, come indica la distribuzione di gravità, il sistema di fratture del substrato attraverso le quali si può ritene¬ re che si sviluppino le energie delle masse ignee intercrostali. Pertanto è prevedibile che la somministrazione allo strato superficiale della quantità di calore necessaria a giustifica¬ re l’intensa attività termale flegrea sia una condizione normale. L’elevata porosità e permeabilità dei prodot¬ ti piroclastici e l’alto valore del gradiente ter¬ mico locale, come si desume dalla trattazione analitica di Goguel (1953), garantiscono la sus¬ sistenza della convezione termica con un no¬ tevole flusso di fluido. La verifica che in superficie, nonostante la circolazione delle acque freatiche continentali e dell’apporto continuo delle acque marine che hanno una evidente funzione refrigerante, sono presenti un pò dovunque nei flegrei, a piccola profondità, acque ad elevata tempera¬ tura, deve fare ritenere che la somministrazio¬ ne di calore dal basso sia alquanto elevata. Se questa quantità di calore, somministrata at¬ traverso il sistema di fratture del basamento, è costante, nello strato piroclastico si realizza¬ no condizioni di regime nei fluissi idrici e quindi condizioni standard di temperatura e di pressione del fluido di poro alle varie pro¬ fondità. Che questa condizione si verifichi ai flegrei può sostenersi in base alla rilevata costanza delle manifestazioni post-vulcaniche di questa area, ed al fatto che il bradisismo negativo, presenta un andamento regolare continuo nel tempo (1.3 cm/anno per l'intervallo 1800-1960) (Olivieri, 1960). Infatti il regolare abbassa¬ mento del suolo, così come per molte conche alluvionali con grandi spessori di sedimenti leggeri, può imputarsi ad un fenomeno di con¬ solidazione (cioè costipamento per autocarico dei sedimenti, condizionato dalla presenza del¬ l’acqua di impregnazione) della massa pirocla¬ stica che riempie la conca flegrea. In questo caso però lo stato dei moti convettivi delle ac¬ que del sottosuolo comporta l’esistenza di una più elevata pressione del fluido di poro rispet¬ to a quella puramente idrostatica e quindi gli — 436 — effetti nel tempo della pressione effettiva de¬ vono risultare ridotti rispetto a quelli che si avrebbero in condizioni normali. Questo sem¬ bra effettivamente verificarsi ai flegrei se si confronta la velocità del locale abbassamento del suolo con quella che si riscontra nelle con¬ che alluvionali recenti dove, pure essendo la densità dei sedimenti maggiore di quella dei prodotti piroclastici, per spessori degli accu¬ muli dello stesso ordine di grandezza, la velo¬ cità di subsidenza è uguale o maggiore di quella valutata a Pozzuoli (es. Salvioni, 1957; Ciocardel et. al. 1966). L'interpretazione che il bradisismo negativo sia dovuto alla consolidazione dello strato su¬ perficiale trova conferma anche nella variazio¬ ne della velocità di abbassamento del suolo procedendo dalla periferia al centro del setto¬ re flegreo, infatti l'entità dell’abbassamento può collegarsi allo spessore della pila sedi¬ mentaria corrispondente che varia da 1,5 a 3,5 Km. ca. Riguardo al moto ascendente del suolo fle¬ greo i dati storici, accuratamente raccolti da¬ gli studiosi (Parascandola, 1947 e bibl. ivi cit.), indicano che il sollevamento è avvenuto in varie fasi con modalità distinte che richie¬ dono spiegazioni diverse. Sembra però legitti¬ mo ritenere che ciascun episodio debba risul¬ tare inquadrato in una unica visione interpre¬ tativa. Ciò può essere realizzato riguardando anche il bradisismo positivo alla luce della teoria sul comportamento reologico dei mezzi porosi imbibiti di fluido. Negli anni tra il 1500 e 1505 il suolo flegreo si andava sollevando con notevole rapidità tanto da poter essere osservato dagli abitanti dell’epoca e da provocare la promulgazione di decreti regi riguardanti il mare che « si anda¬ va essiccando ». Questo episodio può trovare spiegazione nei moti convettivi delle acque del sottosuolo. Se si ammette, infatti, la possibilità che au¬ menti la quantità di calore somministrata dal basso, a questo deve corrispondere un aumen¬ to della velocità di flusso delle acque sotterra¬ nee cui consegue, con l’aumento della pressio¬ ne del fluido di poro, un aumento della po¬ rosità. Questo porta ad un rigonfiamento dello strato e quindi al sollevamento del suolo che in ciascun punto dipende dalla somma dei contributi elementari forniti, lungo la vertica¬ le, dall’aumento di porosità alle varie profon¬ dità e quindi dallo spessore della serie inte¬ ressata. Anche in questo caso perciò, come avviene per il moto negativo, il sollevamento massimo si dovrebbe avere in corrispondenza dei punti dove lo spessore della serie piroclastica è mag¬ giore. Questo sembra effettivamente accaduto, infatti i decreti regi del 1503 fanno riferi¬ mento al solo territorio di Pozzuoli e non a tutto l’arco del golfo lasciando ritenere che so¬ pratutto qui il fenomeno fu più accentuato. L’aumento di somministrazione di calore dal basso può essere facilmente giustificato con un ampliamento delle vie seguite dai volatili provenienti dalle masse ignee che impegnano le fratture del substrato, cosa che può verifi¬ carsi per es. a seguito di un terremoto vicino anche non locale. Questi volatili possono es¬ sere di origine primaria, liberati cioè dalle masse ignee, ma questo appare improbabile tenendo conto delle elevate pressioni esistenti in profondità (Imbò, 1965). Sembra invece plausibile, che i volatili surriscaldati proven¬ gono dalla evaporazione delle soluzioni idri¬ che, in lenta circolazione nelle rocce carbona- tiche del substrato in vicinanza delle masse ignee. Naturalmente la risposta dello strato, ridu¬ zione del fenomeno di consolidazione o inver¬ sione del moto, sarà tanto più accentuata quanto maggiori sono le vie aperte ai volatili surriscaldati. È opportuno notare a questo proposito che un aumento del flusso di calore mentre provoca un aumento dei moti convet¬ tivi delle acque di impregnazione, ovviamente non comporta un aumento di temperatura dello strato stesso, se non in limiti assai ri¬ stretti a causa dell’aumento della pressione dell’acqua. Quindi in superficie è attendibile che non debba verificarsi un sensibile aumen¬ to della temperatura delle acque termali, ma solo un aumento della distribuzione areale delle sorgenti. Ciò spiega perchè tra le notizie storiche manchi qualche accenno ad un au¬ mento di termalità nella zona flegrea che non sarebbe sfuggita alla osservazione dell’uomo che si è in ogni tempo servito delle sorgenti flegree per ragioni terapeutiche. L'aumento della quantità di calore sommi¬ nistrata allo strato è quindi sufficiente a spie¬ gare l'inversione del moto bradisismico ed an- — 437 — che la possibilità che la velocità del solleva¬ mento sia di varia entità. Questo processo, non è sufficiente a giusti¬ ficare quanto avvenne in occasione dell’erazio- ne del M. Nuovo durante la quale si ebbe un sollevamento di grande entità (7m. ca) (Para- scandola, 1947) ed anche il fatto che questa rapida deformazione fu in gran parte recupe¬ rata nel corso di pochi anni con un abbassa¬ mento del suolo molto più rapido di quello caratteristico del bradisismo discendente. ve risultare notevolmente accentuato, verifi¬ carsi in un tempo relativamente breve ed es¬ sere massimo in corrispondenza dell'area do¬ ve è massimo lo spessore della serie pirocla¬ stica. Questo è quanto dovette verificarsi nel 1538, infatti pur essendo avvenuta a Lucrino l’eruzione, il sollevamento maggiore si ebbe in Pozzuoli che dista 3 Km. dal punto dell’eru¬ zione. In base a quanto detto sulla equazione del¬ la idrodinamica nella forma più generale si Fig. 2. — Andamento dei moti del suolo dal II secolo a.C. ad oggi. Diagramma costruito dal Para- scandola in base ai dati del Niccolini. Le masse ignee che impegnano le fratture tettoniche del basamento hanno la tendenza a risalire verso la superficie, e questo è facili¬ tato, quando le ostruzioni poste sul suo cam¬ mino sono per qualche motivo indebolite. Quando queste masse raggiungono la zona di contatto del substrato con lo strato poroso acquifero di copertura si ha l'esplosione frea¬ tica la cui energia dipende dalla estensione della superficie di contatto delle due masse con un enorme aumento della pressione nel punto di scoppio. Mentre i vapori d’acqua determi¬ nano la perforazione dello strato seguendo un percorso di minor resistenza più o meno tor¬ tuoso in dipendenza della distribuzione disor¬ dinata di masse compatte alFinterno dello strato di piroclastiti ed ha luogo la eruzione vulcanica, l’intero strato è interessato ad un gradiente di pressione molto elevato e quindi ad un notevole aumento del flusso delle ac¬ que sotterranee. Quindi, anche in questo caso lo strato si rigonfia per l'aumento della pres¬ sione di poro ed il sollevamento del suolo de¬ comprende facilmente come il sollevamento del suolo nel 1538 sia stato rapido ma non re¬ pentino: infatti essa mostra che la variazione della porosità e del volume della roccia nel suo insieme dipende oltre che dalla derivata del gradiente di pressione del fluido di poro anche dalla permeabilità (K) del mezzo e dal suo modo di variare. Questo significa che la deformazione deve avvenire nel tempo in di¬ pendenza della capacità che ha l’acqua di flui¬ re nel mezzo poroso. D'altro canto la deformazione elastica e sus¬ seguente del mezzo poroso imbibito sottopo¬ sto a sforzo ha una dipendenza dal tempo ca¬ ratteristica in quanto l'aliquota elastica risul¬ ta notevolmente ridotta; concordemente il re¬ cupero della deformazione deve avvenire nel tempo e ciò spiega l'abbassamento del suolo avvenuto dopo il 1538, ed il fatto che una gran parte della deformazione determinatasi con l'eruzione fu recuperata in un tempo rela¬ tivamente breve. La deformazione permanente, invece, lasciò — 438 interamente a giorno il pavimento del Serapeo che per le ripristinate condizioni iniziali ripre¬ se ad immergersi lentamente per bradisismo negativo. Per quanto riguarda le modalità secondo cui si sarebbe sviluppato il sollevamento del suolo flegreo durante il periodo precedente il 1500 la spiegazione è complessa a causa della mancanza di dati storici certi. La ricostruzione proposta dal Niccolini (Fig. 2), secondo cui il sollevamento si sareb¬ be verificato con continuità dall’XI secolo fi- dei fluido nei mezzi porosi rientra anche il fe¬ nomeno della rottura dei legami tra gli ele¬ menti costituenti il mezzo solido (scheletro) (Terzaghi 1945; Terzaghi e Peck 1968). È quindi ovvio attendersi la possibilità che durante un fenomeno di sollevamento, con¬ nesso alla variazione di flusso del fluido, si possono determinare crisi sismiche localizza¬ te, dovute alla microfrantumazione dello sche¬ letro entro zolle più o meno estese dello strato poroso, di varia intensità che possono giusti¬ ficare quanto avvenuto ai flegrei. no al 1500, potrebbe anche essere giustificata da un lento, progressivo aumento della quan¬ tità di calore somministrato dal basso allo strato piroclastico superficiale. Tuttavia sem¬ bra qui opportuno richiamare l’attenzione sul fatto che sono proprio di questo periodo vari terremoti locali in Pozzuoli (1198, 1302, 1488) (Baratta, 1901). Questi eventi se posti in rela¬ zione con il sollevamento che in occasione del grande terremoto del 63 d.C. si sarebbe verifi¬ cato a Baia ed al fatto che in varie regioni del mondo in concomitanza dei terremoti di origine vulcanica o ad ipocentro relativamen¬ te poco profondo si verificano fenomeni di sollevamento del suolo (Caloi 1958, 1969; Oka- da 1962), suggeriscono che anche nel periodo indicato il sollevamento del suolo flegreo si sia verificato con discontinuità ed in conco¬ mitanza con gli eventi sismici. Anche questa ipotesi è sostenibile in base alle ricerche teoriche e sperimentali riguar¬ danti il comportamento delle rocce reali poro¬ se e permeabili al variare del flusso del fluido in esso contenuto. Infatti nel quadro delle de¬ formazioni prodotte dall'aumento di flusso Un dato utile a favore di questa interpreta¬ zione è costituito dall’evento sismico di Poz¬ zuoli del 1198 che si accompagnò alla forte re¬ crudescenza dell’attività della Solfatara (Ba¬ ratta, 1901). Questa infatti dev’essere connes¬ sa ad un sensibile aumento del flusso delle acque sotterranee. Naturalmente la possibilità che si verifichi¬ no circostanze di questo genere non esclude che i terremoti locali possono essere derivati anche dal movimento di risalita delle masse ignee all’interno delle fratture del substrato, rese più aperte dall’azione dei gas surriscal¬ dati; di questo tipo in particolare potrebbe essere la serie di sismi verificatisi in Pozzuoli tra il 1535 ed il 1538 avanti l’eruzione del M. Nuovo (Baratta, 1901). Si può ancora tenere conto del fatto che i terremoti stessi sono a loro volta agenti di aumento della pressione di poro (Terzaghi K. e R. B. Peck, 1968) e quindi possono conside¬ rarsi ulteriori fattori del sollevamento del suo¬ lo. Molti fenomeni superficiali, in particolare le ben note espulsioni freatiche (Richter 1958; Sergestrom et al 1963; Reimnitz et al. 1965), — 439 — anche recentemente osservate durante il terre¬ moto di Gibellina (Sicilia, 1968) indicano co¬ me a seguito di terremoti si determini negli strati acquiferi un regime di variazione di flusso con aumento della pressione di poro. In definitiva in base a questa interpretazio¬ ne è possibile giustificare il sollevamento del suolo flegreo verificatosi prima del 1500, po¬ tendosi ora ritenere come molto probabile che questo bradisismo positivo non si sia pre¬ sentato con uno sviluppo continuo e lento, co¬ me sinora si è ritenuto, bensì come un feno¬ meno discontinuo, caratterizzato da accelerati sollevamenti verificatisi in concomitanza dei terremoti locali e forse anche in occasione del grande terremoto che ha interessato l’Italia Meridionale nel 1456 (Matese). Attribuendo al bradisismo negativo un andamento nel tempo uguale a quello riscontrato per il periodo 1800-1960 (1,3 cm per anno) si è costruito (fig. 3) un diagramma puramente qualitativo che illustra la proposta interpretazione. BIBLIOGRAFIA Baratta M., 1901 - I terremoti d'Italia. Fratelli Bocca Editori. Caloi P., 1958 - Atout some phenomena preceding and following thè seismìc movements in thè zone characterized by high seismicity. 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John Wiley and Sons, ine., New York. i , . • Assetto strutturale e ricostruzione paleogeografica del Matese Occidentale (Appennino Meridionale)0 Nota del socio ANTONINO IETTO (Tornata del 27 giugno *969) SOMMARIO Nel Matese occidentale, da un’unica piattaforma dolomitica triassica, si individuano, a partire dallTnfrahas, alcune aree le quali avranno differenti evoluzioni stratigrafiche e tettoniche durante il Mesozoico. Da sud a nord: una zona a sedimentazione carbonatica, neritica e con evoluzione analoga a quella della piattaforma con le bauxiti (zona A); una zona di transizione ad ambienti più profondi e con serie continue dal Trias al Cretacico inferiore (zona B); una zona di bacino con facies prevalen¬ temente conglomeratiche evolventi a facies marnose e/o calcareo-marnose (zona C); una zona emersa dal Lias inferiore (Infralias) fino al Cretacico inferiore (zone D ed E). La piattaforma carbonatica delTAppennino, all’altezza del Matese, viene ad essere suddivisa da un bacino profondo avente direzione ovest-est, determinatosi nellTnfralias e, come tale, attivo almeno per tutto il Giura. Su tutta l’area studiata, condizioni paleogeografiche uniformi vengono a stabilirsi soltanto durante il Miocene. Del Matese occidentale, nel presente studio, vengono inoltre individuate e descritte tutte le prin¬ cipali fasi tettoniche che è possibile rilevare dal Trias al Pliocene con particolare riguardo alla fase tettonica tortoniana. Questa, infatti, con i suoi effetti di compressione ha condizionato in maniera pre¬ ponderante l’attuale assetto strutturale della zona in istudio, determinando la sovrapposizione delle masse carbonatiche sui terreni in facies di flysch a nord e suddividendo le stesse in tre principali unità tet¬ toniche tra loro accavallate. SUMMARY The western Matese is a part of a larger mesozoic paleogeographic unit: thè external appenninic carbonate platform. In this platform from thè south to thè north, thè following isopic zones, having a different evolution, may be distinguished: « A » zone = back-reef carbonatic deposits; « B » zone = « reef-complex » (reefs, fore-reef fecies, etc.) deposits; « C » zone = proximal basin carbonate sediments lenghtwise passing to more distai basin facies; « D » and « E » zones = emerging insular lowlands overlapped from thè uppermost Cretaceous by bioclastic carbonates. This pattern points out thè existence of a minor basin developed from thè uppermost Triassic - lowermost Jurassic (Infralias) along thè northern margin of thè external Appenninic carbonate platform. In this basin, during Jurassic and lower Cretaceous times, sediments mainly formed by slump « conglo- meratic » carbonates in addition to normal bio and intraclastic calcarenites accumulated. During thè lower Tertiary a great part of thè studied zone was emerging and only thè « E » zone was covered by thè sea being thè southern margin of thè Molise basin. During thè Miocene thè entire area sunk and became a part of a larger basin in which terrigenous deposits developed. The strustural framework of thè surveyed area and thè main characters of its tectonic evolution are finally described. (*) Lavoro svolto con i contributi del C.N.R. — 442 — 1. PREMESSA Il gruppo montuoso del Matese, che con la sua cima più elevata (Monte Miletto) raggiun¬ ge q 2050 costituendo quindi uno dei gruppi maggiori dell' Appennino, è stato oggetto di considerazione e studio da parte di vari geo¬ logi sin dal secolo scorso; si ricordano: Cas¬ setti (1893-94-95-98); Salmoiraghi (1872-81); Tenore (1872). Il primo generale rilevamento geologico pubblicato è, però, quello relativo alla prima stesura della Carta Geologica d’Ita¬ lia (Cassetti e Grassi 1934). Successivamente non si ritrovano più in letteratura lavori spe¬ cifici a carattere generale ma, e alquanto scar¬ si, lavori parziali su argomenti limitati oppure accenni in lavori a carattere regionale o su zone limitrofe: Behrmann (1936-58); Beneo (1949); Cacciamali (1924); Cortese (1926); Grzybowski (1921); De Lorenzo (1937); Laz¬ zari (1950); Rovereto (1927); Sacco (1910-12- 35); Scarsella e Manfredini (1955); Zaccara e Maino (1957-58). Tale carenza di bibliografia specifica si con¬ tinua praticamente fino all’inizio dei lavori di rilevamento per la seconda edizione della Carta Geologica d’Italia iniziati nel 1961. Con tale data si ha un notevole sviluppo della ricerca in tutto l’Appennino centro-meridionale e, di conseguenza, anche per il Matese più numerosi divengono i dati man mano a disposizione. Tra i lavori più recenti e interessanti per la trattazione presente, si ricordano: Catenacci, De Castro e Sgrosso (1963); Ietto (1964); Sgrosso (1963-64-65); Sgrosso e Torre (1968); Pescatore (1964-65); Vallario (1964). È, però, dovuto a Pescatore (1965) un primo inqua¬ dramento generale della geologia del Matese anche se limitatamente ai suoi rapporti con il bacino molisano-sannitico. Altri lavori recenti, in zone limitrofe o a carattere regionale, di chiaro interesse per il presente lavoro sono quelli di: D’Argenio (1963); Pieri (1966); Selli (1957-62); Signo¬ rini e Devoto (1962). Negli anni 1964-65 è stato eseguito dallo scrivente, nel quadro dei lavori per il com¬ pletamento e aggiornamento della Carta Geo¬ logica d’Italia, il rilevamento delle tre tavo¬ lette S. Angelo d’Alife, Gallo e S. Agapito. È stato così possibile intravedere gli aspetti più salienti e nuovi della geologia del Matese, almeno per la parte occidentale. Il presente lavoro è, appunto, l’esposizione dei dati de¬ sunti dalle ulteriori ricerche condotte in questi ultimi anni in tutto il Matese occidentale. Ringrazio il prof. Francesco Scarsella per aver consentito e reso possibile lo svolgimento del presente lavoro ed il prof. Felice Ippolito per la lettura critica del manoscritto. Così anche i colleghi proli. Bruno D'Argenio, Tul¬ lio Secondo Pescatore ed Italo Sgrosso per le proficue discussioni e la segnalazione di par¬ ticolari situazioni. Ringrazio, inoltre, il geom. Gianni D’Iorio, disegnatore dell’Istituto di Geologia, per la cura con la quale ha eseguito gli elaborati grafici. L’area presa in considerazione, nella pre¬ sente ricerca, viene delimitata: a nord, dagli abitati di Roccamandolfi, Indiprete, Isernia; ad ovest, dalla valle del Volturno fino alla confluenza col Sava; a sud, dalla valle del Sava, del Lete e dalla congiungente gli abitati di Ailano, Raviscanina, S. Angelo d’Alife; ad est, dalla cogiungente i paesi di Piedimonte d’Alife e Roccamandolfi. Ai fini di una più chiara esposizione e per evitare, nel corso dello scritto, lunghe ripe¬ tizioni di toponimi, si suddivide tale area in cinque zone principali, come riportato nella figura n. 1. I risultati principali del presente studio consistono nell'avere accertata, nell'ambito della piattaforma carbonatica del Matese, la esistenza di un bacino ad elevata subsidenza individuatosi nellTnfralias e, come tale, atti¬ vo fino almeno a tutto il Giura. Questo, con direzione prevalente ovest-est, veniva limitato a nord da un’area triassica emersa e a sud da un'area nella quale è persistita, quasi per tutto il Mesozoico, una sedimentazione neri- tica di piattaforma. I sedimenti, invece, ad esso corrispondenti, non sono osservabili nella loro interezza ma, al Matese, se ne rilevano in affioramento soltanto le porzioni centra¬ li (?) e meridionali. Ciò perché gli eventi tettonici miocenici, con forti effetti di compres¬ sione, hanno in parte « suturato » l'area del bacino in questione, portando all'accostamen¬ to della zona sud di piattaforma con la zona a nord emersa. Tale accostamento ha deter¬ minato il ricoprimento dei sedimenti corri¬ spondenti alle aree centrali (?) e settentrionali del bacino da parte di quelli del bordo meri¬ dionale e della contigua zona di piattaforma a sud. — 443 — Fìg. 1. — Delimitazione dell’area studiata e suddivisione in zone della stessa (A, B, C, D, E), come riportato nel testo. — 444 — Tali risultati modificano la visione della piat¬ taforma (o, in accordo con D’Argenio e Scando- ne (1970), delle due piattaforme carbonatiche) dell’Appennino meridionale, quale corpo unico senza soluzione di continuità e con costanti caratteri di subsidenza. L'unicità della o delle piattaforme va, pertanto, intesa in senso molto generale mentre in dettaglio risultano dei cor¬ pi sedimentari con una geometria complessa e caratterizzati da differenti velocità di sub¬ sidenza da punto a punto. Nelle aree di questi corpi sedimentari, altifondi (piattaforme) pos¬ sono alternarsi a zone più profonde e subsi- denti (bacini), al che consegue una paleogeo¬ grafia alquanto articolata ed una sedimenta¬ zione con frequenti e brusche eteropie. L’attuale scarso rilevamento in campagna degli elementi a conferma di tale asserto è da attribuire principalmente al diastrofismo miocenico il quale ha profondamente modi¬ ficato l’originaria palegeografia accostando e, talora, accavallando i corpi più rigidi e com¬ petenti costituiti dalle sequenze carbonatiche. Su queste si conservano, e molto raramente, soltanto limitati affioramenti di sedimenti di bordo di bacini più profondi. I sedimenti a questi corrispondenti, risultano attualmente per lo più ricoperti dai terreni miocenici in facies di flysch o dalle stesse sequenze di piattaforma. 2. STRATIGRAFIA Il massiccio del Matese è, geologicamente, situato sul bordo adriatico settentrionale del¬ la piattaforma carbonatica « esterna » (D’Ar- genio e Scandone 1970). Di questa fa parte integrante e viene a diretto contatto con i terreni del bacino molisano-sannitico (« depres¬ sione molisano-sannitica », Manfredini 1963a). In particolare, nella parte occidentale di tale massiccio, area del presente studio, i terreni sedimentari affioranti comprendono termini dal Trias al Miocene e costituiscono delle successioni litologiche in facies preva¬ lentemente calcaree, dolomitiche o calcareo- marnose. I termini più antichi sono rappresentati dalle dolomie del Trias superiore, frequente¬ mente stromatolitiche e con caratteri di facies costanti in tutti i loro affioramenti. Questi terreni costituiscono la base comune, quasi sempre in affioramento, per tutte le successio¬ ni mesozoico-terziarie che verranno di seguito descritte. A partire dal Retico-Lias inferiore (Infralias), si manifestano nei sedimenti del¬ l'area in esame, marcate eteropie di facies le quali perdurano, più o meno spiccatamente, fino al Cretacico inferiore. Pertanto, i terreni appartenenti al Trias superiore verranno descritti in maniera uni¬ taria, così come i terreni terziari, mentre le varie successioni eteropiche triassico-cretaciche saranno analizzate singolarmente. 2.1 TRIAS SUPERIORE (FORMAZIONE DI MONTE ACUTO) Dolomie saccaroidi bianche in banchi o a stratificazione indistinta; dolomie subsaccaroi- di grige e calcari dolomitici; livelli lenticolari di brecce dolomitiche spesso a matrice pre¬ valente. Le dolomie e specie i calcari dolo¬ mitici sono spesso riccamente stromatolitici. Questi terreni, come già detto, costituiscono stratigraficamente la base di tutte le succes¬ sioni mesozoiche; base sempre affiorante nel¬ l’area in esame o nelle aree adiacenti. La formazione è la stessa di quella denomi¬ nata da Pescatore (1965) « Formazione di Fon¬ tegreca ». Qui si è preferito variare il topo¬ nimo in quanto a Monte Acuto (q 1225 - tav. S. Angelo d’Alife a NO di Piedimonte), si ha l’esposizione più completa. I fossili, discretamente presenti in tutta la formazione, si ritrovano sempre molto dolo- mitizzati, di difficile isolamento e, pertanto, di problematica determinazione. Tra questi sono, comunque riconoscibili: Wortenia sp. e Megalodon sp. Particolare interesse assumerebbero, se ne fosse possibile la determinazione specifica, alcune località fossilifere molto ricche di am¬ moniti e ortoceratidi. Se ne riportano 2 tra le località più interessanti: a) costone SO di Serra delle Pozzelle tra q. 1000 e 1100 (tav. S. Angelo d'Alife); b ) strada Ailano-Valle Agricola, subito do¬ po il tornante di q. 485 (tav. S. Angelo d’Alife). La formazione presenta uno spessore reale di 7-800 metri, mentre in affioramento rag¬ giunge, per motivi tettonici, anche spessori attorno i 1500-1600 metri. L’età è Trias superiore (Norico-Retico p.p. -- 445 — probabile). Affiora diffusamente in tutta l’area in esame e costituisce quasi per intero i rilievi della dorsale tra la valle del Volturno e labi- tato di Valle Agricola (zona B). 2.2 INFRALIAS-CRETACICO INFERIORE I terreni attribuibili al Mesozoico, dall’Infra- lias al Cretacico inferiore, affiorano nelle zone B e C e costituiscono ovunque delle succes¬ sioni stratigraficamente continue marcate, però, da forti eteropie di facies. 2. 2. -1 Zona B Nei rilievi della zona B è ricostruibile una successione stratigraficamente continua dall’In- fralias all’Aptiano-Albiano e passante, inferior¬ mente, alle dolomie della formazione di Monte Acuto. Alla successione viene dato il nome del rilievo più alto e cioè il Monte lanara (q. 1575, ad Est di Valle Agricola 6-10 Km), anche se su questo affiorano soltanto sedimenti dal Lias al Giura a Cladocoropsìs , mentre i ter¬ reni più recenti sono bene esposti nei rilievi contigui di Serra della Porcareccia e Serra Sbregavitelli. 2. 2. -1. 1 Successione di Monte lanara I caratteri litologici e paleontologici dei se¬ dimenti in esame richiamano le facies classi¬ che neritiche di piattaforma carbonatica che costituiscono i rilievi, subito a oriente, di Monte Pranzaturo, Monte Maio, Monte S. Angiolillo, Monte Monaco di Gioia ecc. a) Infralias. Calcari spesso intraclastici e/o parzialmente oolitici grigi o rosati, ricchi di gasteropodi, megalodontidi e resti spatizzati di bivalvi tali da costituire, a luoghi, delle vere e proprie biostrome; calcari dolomitici grigi spesso sl.ro- matolitici e con frequente zonatura aH’interno dello strato dal grigio ferro al grigio perla, per lo più sterili; dolomie subsaccaroidi, anch'esse spesso con zonatura interna dal gri¬ gio al bianco o stromatolitiche, con rari me¬ galodontidi e gasteropodi. Questi termini li¬ tologici, in strati o per lo più in banchi sui 100-150 cm, si alternano irregolarmente pur avendosi una generica prevalenza dei termini dolomitici in basso e calcarei in alto. Lo spessore totale dei sedimenti è di circa 350-400 metri. La loro precìsa datazione è quanto mai incerta data la rarità dei fossili significativi ed il loro cattivo stato di con¬ servazione. Si attribuisce, comunque, un’età comprendente il Trias superiore ed il Lias inferiore (Infralias) data la loro precisa ubi¬ cazione stratigrafica tra le dolomie nonché ed i calcari a Palaeodasycladus . Soltanto alla base Est di Serra Porcareccia sono state rin¬ venute, nella zona mediana della successione, rari resti di cefalopodi, totalmente dolomitiz- zati e rivestiti internamente da piccoli cristalli di calcite. Alcuni di questi esemplari sembra¬ no, comunque potersi riferire a Lytoceras sp. b ) Lias medio-superiore. Al Monte lanara e nei rilievi circostanti, il Lias medio e superiore è facilmente databile data la persistenza delle medesime biozone rilevabili nei sedimenti vicini in facies tipiche di piattaforma: calcari a Palaeodasycladus me- diterraneus PIA, calcari a Orbitopsella prae- cursor GUMBEL, calcari della facies a Lithio- tis. Rispetto ai tipici sedimenti liassicì di piattaforma, si osservano qui alcune differenze costituite da una maggiore abbondanza dei termini detriticì, dal colore dei calcari che è spesso rosato, biancastro o avana chiaro, nonché dalla presenza di rari livelli conglo¬ meratici di tipo ìntraformazionale. D’altro canto, in parallelo con le serie liassiche di aree tipiche di piattaforma (Monti a Nord di Salerno, Monti Picentini, ecc.), anche qui nei calcari della facies a Lithiotis, è presente un livello, con spessore sui 100-150 cm., costi¬ tuito prevalentemente da ostreidi, pernidi e altri grossi bivalvi spatizzati immersi in una matrice argilloso-marnosa verde. Lo spessore dei sedimenti liassici al Monte lanara è di circa 300 metri. c ) Dogger e Malm. I terreni del Dogger-Malm affioranti nella zona B e in particolare al Monte lanara ri¬ chiamano, più che quelli del Lias, i tipici sedimenti di piattaforma. Le biozone rileva¬ bili sono quelle del Monte Monaco di Gioia (Catenacci, De Castro, Sgrosso 1963), Monti Picentini (Scàndone e Sgrosso 1962) ecc.: cal¬ cari a P fender dia, calcari a Cladocoropsis, — 446 — calcari a Clypeina, calcari a Organismo C FAVRE. Litologicamente si osserva, rispetto ai se¬ dimenti tipici di piattaforma: una diminu¬ zione dei calcari oolitici specie al livello del Dogger basale sostituiti da un aumento dei calcari con concrezioni aìgali (oncoliti); un aumento dei materiali detritici; una generale diminuizione dei livelli dolomitizzati; man¬ canza dei calcari con interstrati di selce in corrispondenza dei calcari a Clypeina. Il colore della roccia, sempre ben stratificata, è gene¬ ralmente marrone o grigio. La successione dei terreni giurassici si chiude con alcuni livelli, per uno spessore complessivo di 10-15 metri, di calcari detritico- oolitici nocciola, con ooliti nere spesso rotte e rigenerate. Nei clasti sono anche presenti frammenti di piccole dimensioni (1-1,5 mm) di calcare nero (« Calcari a punti neri » Auctorum). Lo spessore totale dei sedimenti giurassici è di circa 750-800 metri. d) Neocomiano-Albiano. Da monte lanara a Serra Sbregavitelli si osserva chiaramente tutta la successione dei terreni dal Malm all'Albiano probabile. I sedimenti sono sempre calcarei ma con differenze, rispetto alle facies di piattaforma, piu marcate di quanto non fossero quelle dei terreni giurassici. Si osserva, infatti, la seguente successione dal basso verso l'alto: calcari detritici e spesso conglomeratici a grossi strati o in banchi pressocchè privi di fossili salvo rari gaste¬ ropodi e diceratidi. Il colore prevalente della roccia è bianco. I conglomerati sono in genere costituiti da elementi litologicamente analoghi al sedimento che li ingloba cui spesso fanno graduale passaggio. Anche le associazioni mi¬ cropaleontologiche, per quanto banali (textu- laridi, valvulinidi, rare miliolidi e cuneoline di tipo primitivo), sono eguali sia nei ciottoli che nella matrice. Questi sedimenti vengono interpretati come dovuti a franamenti sotto¬ marini di materiali in via di diagenesi. Verso l’alto della successione i calcari di¬ vengono meno conglomeratici, spesso stroma- tolitici e con numerose cavità da disseccamento riempite di calcite. I fossili sono abbondanti con forme prevalenti di requienie e piccole nerinee. Tra i microfossili: Bacinella irregula- ris RADOICIC, Barkerìna sp., Orbitolina sp., cuneoline di tipo primitivo, miliolidi, codiacee. L’età, quindi, dei sedimenti cretacici si estende fino a comprendere probabilmente l'Albiano. Il loro spessore complessivo è di circa 300 metri. 2.2.-2 Zona C Nella zona C, il Mesozoico al di sopra delle dolomie di Monte Acuto si presenta sempre in serie continue fino al Cretacico inferiore, come per la zona B cui fa passaggio laterale con continuità fisica. I sedimenti, però, mo¬ strano eteropie marcate e via via crescenti da Est verso Ovest e da Sud a Nord, con ten¬ denza a passare da sedimenti prevalente¬ mente calcarei a sedimenti calcareo-marnosi o marnosi. Tali passaggi graduali, dati i chiari affiora¬ menti, vengono descritti singolarmente e non schematizzati in un’unica successione tipo. 2. 2. 2-1 Successione di Monte Cappello Al Monte Cappello (q. 1406), a Nord di Vaile Agricola, e nei due rilievi adiacenti di Monte Capello (q. 1390) ad Ovest e Monte Rotondo a Nord (q. 1063), i quali tutti fanno passaggio laterale fisico e stratigrafico ai rilievi del gruppo di Monte lanara, è presente una successione continua fino al Cretacico inferiore. — Infralias. Calcari, in strati e banchi, detritico-oolitici con frequenti livelli conglomeratici di tipo intraformazionale. I fossili, abbondanti, sono in genere costituiti da forme spatizzate di gasteropoli turricolati, megalodontidi e bivalvi a guscio molto spesso confrontabili a Opisoma sp. I sedimenti presentano di frequente feno¬ meni spinti di dolomitizzazione, specie nella parte superiore delTintervallo. Lo spessore complessivo affiorante dei ter¬ reni infraliassici è di circa 400 metri e non si osserva in campagna il passaggio alle sot¬ tostanti dolomie di Monte Acuto. Tale spes¬ sore è, pertanto, nettamente maggiore di quello dei sedimenti coevi di Monte lanara, anche se non è possibile specificare di quanto. — 447 — — Giura (Lias-Dogger-Malm). Anche i terreni del Lias-Giura, con uno spessore complessivo di circa 1200 metri, presentano marcate differenze da quelli sin¬ croni di Monte Ianara. Queste possono es¬ senzialmente ravvisarsi, come per l’Infralias, in un sentito aumento dei termini conglome¬ ratici di tipo intraformazionale. Ciò specie nel¬ la parte medio-basale del Lias e cioè prima della comparsa nei sedimenti di quelle forme spatizzate, in prevalenza ostreidi, tipiche nella facies dei ben noti « calcari a Lithiotis », degli Autori. Il Lias superiore, invece, con calcareniti grige ben stratificate conserva caratteri che richiamano i sedimenti di piattaforma. Nella sucessione di Monte Cappello è os¬ servabile l’inizio del livello argilloso-marnoso verde, con ostreidi spatizzate, il quale esten¬ dendosi verso Est costituisce per la dorsale a Nord di Valle Agricola un chiaro livello guida per il Lias superiore. I terreni del Giura s.s. (Dogger-Malm), ri¬ spetto alla successione di Monte Ianara, si differenziano per un aumento notevole dei termini grossolanamente detritici i quali, as¬ sieme a frequenti intercalazioni di calcari pisolitici, costituiscono l’intera successione. La stratificazione si mantiene abbastanza re¬ golare e distinta con strati sui 50-60 cm e banchi oltre il metro. A chiusura dell’inter¬ vallo giurassico, si ritrovano gli stessi calcari oolitico-detritici « a punti neri » già rilevati nel Giura di Monte Ianara. Analogamente alle differenze litologiche, ab¬ bastanza marcate sono le differenze paleonto¬ logiche rispetto alle serie tipo di piattaforma. Sono quasi assenti, infatti, i Palaeodasycladus che si rinvengono soltanto sporadicamente e per lo più negli elementi dei livelli conglome¬ ratici al di sotto dei calcari della facies a Lithiotis. Le orbitopselle sono, invece, discre¬ tamente presenti ma in esemplari molto sparsi nell’ambito di un intervallo molto più ampio che nelle tipiche successioni di piattaforma. La zona a Cladocoropsis è pressocchè scom¬ parsa salvo qualche esemplare negli elementi conglomeratici e così dicasi per l’Organismo C FAVRE. — Cretacico inferiore. Sul versante Nord di Monte Cappello affio¬ rano, per uno spessore di circa 200 metri, calcari attribuibili al Cretacico inferiore per la presenza ai livelli più alti di Bacinella irre- gularis, cuneoline primitive e qualche rara forma di requienia. Litologicamente si tratta degli stessi calcari conglomeratici biancastri, in strati e banchi, rinvenuti al Monte Ianara. Qui, però, sono del tutto assenti i calcari stromatolitici ma pro¬ babilmente non si raggiungono le medesime altezze stratigrafiche. 2. 2.2-2 Successione di Monte Favaracchi I terreni che costituiscono la successione in esame si estendono dall’Infralias al Creta¬ cico inferiore (probabile). Al Monte Favaracchi (q. 1219) affiorano sol¬ tanto fino al Lias superiore mentre i termini più recenti si possono osservare sul rilievo subito a Sud in corrispondenza della condotta forzata dal lago di Letino alla centrale elet¬ trica di Prata. — Infralias. I terreni appartenenti all’Infralias, dei quali però non affiora il passaggio alle sottostanti dolomie triassiche, al Monte Favaracchi pre¬ sentano spessori di affioramento notevoli, in quanto ripetuti da numerose faglie normali. Lo spessore reale è desumibile soltanto ap¬ prossimativamente ma, comunque, non sembra inferiore ai 600 metri. La facies dei sedimenti è inizialmente al¬ quanto simile a quella della sezione di Monte Ianara e cioè presenta caratteri di sedimenta¬ zione prossimi a quelli di piattaforma. Quindi, dopo circa 100 metri di spessore, si passa gra¬ dualmente ma velocemente da dolomie e cal¬ cari dolomitici stromatolitici a conglomerati quasi del tutto dolomitizzati e con modeste plaghe calcaree. La dolomitizzazione va in ge¬ nere diminuendo, fino a scomparire del tutto, man mano che si l'isale nella successione e ciò, verosimilmente, dopo uno spessore di 100-150 metri. I conglomerati superiori, non dolomitiz¬ zati, sono per lo più a matrice prevalente con gli elementi litologicamente uguali tra loro e alla matrice, cui per lo più fanno passaggio graduale e sfumato. I sedimenti sono in prevalenza calcarei, calcareo-marnosi e, subordinatamente, marno¬ si. Sono fortemente policromi, specie ai livelli — 448 — superiori, con toni che variano dal rosa al viola e dal giallo al nocciola. La stratificazione non è sempre presente e per lo più difficil¬ mente distinguibile. Lì dove questa è rilevabile lo spessore degli strati si mantiene sui 70-80 cm. — Lias medio-superiore. Il limite Infralias-Lias è alquanto dubbio non potendosi operare in campagna una netta differenziazione tra sedimenti liassici e infra- liassici se non che per una certa diminuizione della frazione calcarea e il rinvenimento di qualche rara forma di Palaeodasycladus. An¬ che per il Lias, infatti, continuano le facies conglomeratiche fortemente policrome. I con¬ glomerati sono sempre a matrice prevalente; la stratificazione è mal distinguibile fino a scomparire del tutto in corrispondenza di veri e propri ammassi conglomeratici, più fre¬ quenti subito al di sotto ed in corrispondenza della comparsa delle prime orbitopselle. È qui però, impossibile parlare di biozone sia perchè i ritrovamenti paleontologici sono del tutto casuali, data la scarsezza degli esemplari, sia perchè i sedimenti presentano evidenti e spinti fenomeni di rimaneggiamento intraforma- zionale. Nella porzione superiore deH’intervallo, più frequenti al Monte Favaracchi che nella suc¬ cessione, a Sud, della condotta, ai conglome¬ rati si intercalano livelli ìenticolari di marne rosse e verdi sottilmente stratificate (10-15 cm) con spessori massimi sui 7-8 metri. Lo spessore totale dei sedimenti liassici è sui 500 metri. — Giura s.s. (Dogger-Malm). Il limite Lias-Giura, data la facies dei sedi¬ menti, è del tutto approssimato. Questo viene posto al di sopra delle intercalazioni marnose ed in corrispondenza della scomparsa (?) del Palaeodasycladus. Al disopra di tale limite si ha una persi¬ stenza delle facies conglomeratiche già viste nel Lias anche se con ammassi meno vistosi e con la scomparsa di un accenno a stratifi¬ cazione regolare. La stratificazione, con banchi sul metro, diventa abbastanza netta a livelli stratigrafici superiori, dopo circa 150-200 me¬ tri di sedimenti e cioè in parallelo con la di¬ minuzione, nei sedimenti, della frazione marnoso-argillosa. Trattasi sempre di conglo¬ merati con molta matrice o a matrice preva¬ lente ma sia gli elementi che la matrice diven¬ gono francamente calcarei. Ai livelli superiori dell’intervallo giurassico, ai conglomerati, si intercalano banchi di cal¬ cari « pisolitici » ed oolitico-detritici avana. La chiusura di detto intervallo viene posta col ritrovamento, in successione normale, dei « calcari a punti neri » e cioè di quei sedi¬ menti già ritrovati nelle successioni precedenti con localizzazione stratigrafica, appunto, al passaggio Giura-Cretacico. Lo spessore complessivo dei sedimenti giu¬ rassici è di circa 900 metri. — Cretacico inferiore. Nella successione del Monte Favaracchi, la presenza del Cretacico inferiore non è docu¬ mentabile paleontologicamente ma è da porsi probabile soltanto in base ad analogie lito¬ logiche. Al di sopra, infatti, dei « calcari a punti neri » sul rilievo della condotta forzata, se¬ guono, per 30-40 metri, dei calcari conglome¬ ratici litologicamente simili a quelli già de¬ scritti, per il Cretacico inferiore, nelle altre successioni. In questi, però, non sono stati ritrovati fossili di preciso valore stratigrafico. 2 .2 .2-3 Successione di Monte Pignatiello Tra il Monte Favaracchi e Letino, sempre nella zona C, si ritrovano tre rilievi riportati, nella tavoletta Gallo, con i seguenti toponimi: La Maiorana (q. 1076); Monte Canalone (q. 1062); Monte Pignatiello (q. 1196). Questi, sbloccati da modeste faglie normali dal Monte Favaracchi a Sud, risultano formati da terreni esclusivamente liassici dei quali si ritiene utile la descrizione in quanto rap¬ presentano la logica evoluzione eteropica della successione dianzi descritta. Lo spessore complessivo dei sedimenti è di circa 400 metri e la successione tipo è la seguente; dal basso verso l’alto: — marne e calcari marnosi fortemente po¬ licromi (viola, giallo e verde), nodulari. La stratificazione è bene evidente con strati fino a 35-40 cm. Lo spessore complessivo è di circa 30 metri. I fossili rinvenuti, sia micro che macro, consistono essenzialmente in rari ra- diolari e in bivalvi a guscio molto sottile rilevabili come tanti filamenti in sezione sot¬ tile o sulla superficie fresca della roccia; — 449 — — calcari grossolanamente detritici, in strati sui 60-70 cm, con fossili di tipo esclusiva- mente liassico presenti solo nei clasti ( Palaeo - dasycladus e Orbitopsellà). Lo spessore com¬ plessivo dei calcari è di circa 15-20 metri; — marne e calcari marnosi come il primo termine per uno spessore sui 15-20 metri; — conglomerati calcareo-marnosi, con mol¬ ta matrice o a matrice prevalente, fortemente policromi sia la matrice che gli elementi. La stratificazione è di norma poco o niente distinguibile salvo che per zone, dove si pre¬ sentano, per lo più, in banchi superiori ai metro. Ai conglomerati si intercalano, lentico- I arme n te, marne e calcari marnosi nodulari verdi o viola. I fossili rinvenuti, sia negli ele¬ menti che nella matrice dei conglomerati, sono quelli tipici Massici. Lo spessore complessivo dei conglomerati è sui 250-300 metri. Della successione descritta, i termini fino alla porzione basale dei conglomerati affiorano al Monte Pignatiello, mentre La Maiorana e Monte Canalone sono esclusivamente formati dal termine conglomeratico superiore. Una analoga successione si ritrova, sempre nella zona C, spostandosi verso NE, alle Cese di Cangio e Costa Tre Faggi e cioè sui ver¬ santi Sud di Monte Valle Diamante e Serra delle Vallocchie Scure. Anche in queste zone ricompaiono i medesimi terreni marnosi e cal¬ careo-marnosi variegati e nodulari di Monte Pignatiello mentre i termini più alti, e cioè i conglomerati, sono esclusivamente calcarei e di colore biancastro con plaghe rosate, sia la matrice che gli elementi. I termini conglomeratici Massici riaffiorano, infine, sul bordo Nord del Matese a SE di Roccamandoifi. 2.22-4 Sezione del Monte Castello di Letino Al Monte Castello, ricadente sempre in quel¬ la che è stata definita come zona C e sulle cui pendici meridionali è edificata la maggior par¬ te di Latino, affiorano dei calcari conglome¬ ratici di tipo intraformazionale e di colore predominante biancastro (elementi e matrice) o verde (matrice). GM elementi dei conglome¬ rati, anche qui, si presentano spesso « riassor¬ biti » dalla matrice. Questi terreni sono sepa¬ rati per faglia (inversa?) da quelli di Monte Pignatiello. La stratificazione è poco distingui¬ bile e ciò anche a causa della intensa frattu¬ razione. Ciò impedisce anche la esatta valuta¬ zione del loro spessore complessivo, il quale, comunque, non sembra dover superare i 250 metri. I fossili quanto mai rari, sono costituiti da requienie, Bacinella irregularis, cuneoline primitive ed altre forme banali. L’età è genericamente Cretacico inferiore e la successione litologica, pur richiamando quel¬ le finora viste per il Cretacico inferiore sia al Monte lanara che al Monte Cappello, si differenzia tuttavia da queste per l’assenza di termini calcarenitici. 23 CRETACICO MEDIO-SUPERIORE Nell’area del Matese occidentale i sedimenti attribuibili al Cretacico medio-superiore affio¬ rano in tutte le zone distinte e sono ovunque trasgressivi anche se rapportabili a differenti fasi di ingressione. Possono, comunque, di¬ stinguersi le seguenti tre successioni tipo cor¬ rispondenti, rispettivamente, da Sud a Nord: alla zona A; alle zone B, C e D; alla zona E. 2.3-1 Zona A - Sezione del Castello di S. Angelo d'Alife Calcilutiti e calcareniti grigio-scure in strati e straterelli con rare ippuriti e microfossili ( Cuneolina pavonia parva ; Aeolisaccus kotori; Dicyclina schlumbergeri in associazione a tex- tularidi, miliolidi e ophtalmididi). I calcari sono intensamente fratturati e spesso cala¬ ci asiici, Lo spessore dell’affioramento è, per¬ tanto, difficilmente valutabile ma non sembra superare i 120-130 metri. Superiormente è troncato dalla trasgressione dei terreni mioce¬ nici del tipo Formazione di Cusano (Selli 1957) mentre, a Nord, è accostato per faglia diretta alle dolomie triassiche. La base stratigrafica dei calcari descritti non è osservabile in quanto questi « emer¬ gono » dalle alluvioni della valle del Volturno. Considerando, però, le facies e l’ubicazione dell’affioramento sono da correlare con la porzione medio-superiore (Turoniano-Senonia- no p.p.) dei circostanti sedimenti dell 'inter¬ vallo cretacico al di sopra dei livelli bauxitici (Matese orientale ad Est; gruppo del Monte Maggiore a Sud). Pertanto, appartengono pa- leogeogra I < carne aie all’area di sedimentazione della piattaforma carbonatica con bauxiti. I sedimenti descritti non presentano altri affioramenti nell'area in istudio. 29 MONTE CASTELLO MONTE FAVARACCHI MONTE CAPPELLO MONTE 1 AMARA 450 ■J N I V i 3 a 3 V H n I 3 SVI1 SVI1 VHJH I S W i M 1 T) 3 ri yj ea « I fi M > .2 O pD T3 O ^ § ^ cd cd ° Q , LO m n o) y .5 £ O s O u mu B 2 ^ 53 C 1 o a -a ^ § :§ o ^ o «J u "d 5 Ò .y a a o u ° •B -a b a Oh O (U CS M ■-< o ' [3 m jy cd ©o 2 b 5P a tso - a Z .3 o ^ M O "o I — 451 — 2.3-2 Zone B, C, D: Sezione di Monte Croce Relativamente all’intervallo considerato, nel¬ le zone B, C e D affiorano soltanto termini del Cretacico alto (Campaniano-Maastrichtiano) ovunque trasgressivi sulle sottostanti serie mesozoiche troncate a varie altezze stratigra¬ fiche. La successione litologica di questi terre¬ ni è costantemente la stessa anche se variano da zona a zona gli spessori e, a luoghi, per i caratteri connessi ad una trasgressione, ven¬ gono a mancare alcuni dei livelli più bassi. Se ne descrive, pertanto, la successione più completa, affiorante nella zona D e precisa- mente al Monte Croce, un paio di chilometri a Nord dell’abitato di Gallo. Qui, su un basamento triassico, trasgredi¬ scono direttamente i terreni del Cretacico su¬ periore con una successione litologica, dal basso verso l’alto, così disposta: — conglomerati ad elementi delle sottostan¬ ti formazioni mesozoiche, in matrice verde, dolomitizzati. Lo spessore è variabile ma non supera i 7-8 metri; — calcilutiti, per lo più straterellate, di co¬ lore bianco-verdino, con fogliettatura interna. A queste si intercalano, con frequenza mag¬ giore verso l’alto, livelli calcarenitici e bio- clastitici a frammenti di rudiste, bianchi. Lo spessore dei sedimenti descritti è sui 40-50 metri. I fossili più significativi rinvenuti sono: Globotruncana lapparenti Brotzen, Orbitoides media (D’Archiac), Siderolites calcitrapoides Lamark, Orbitoides sp.; — calcareniti bioclastiche e bioclastiti a frammenti di rudiste (« calcari pseudosacca- roidi », Pescatore, 1965). I fossili rinvenuti sono: Orbitoides media, Siderolites calcitra¬ poides, Omphalocyclus sp., Orbitoides sp., Globotruncana sp. Lo spessore delle calcareniti è sui 30-40 metri. L’età complessiva della successione è, per¬ tanto, Campaniano-Maastrichtiano. Questa, come già detto, ovunque trasgressiva è rap¬ presentata: Nella zona B: da conglomerati con inter¬ calazioni calcarenitiche e bioclastiche bianca¬ stre, per uno spessore complessivo di 5-6 me¬ tri e trasgredisce direttamente sui calcari conglomeratici del Cretacico inferiore alla base di Nord Est di Monte lanara; Nella zona C : da conglomerati basali con spessori variabili da 1 a 5-6 metri, quindi dalle calcareniti e bioclastiti a frammenti di rudi¬ ste per uno spessore di 50-60 metri massimo. Procedendo da Ovest verso Est, i terreni a letto della trasgressione diventano via via più recenti, dall’Infralias alla Serra di Valle Fredda, al Lias ed al Giura alle « Rave la Noce », fino al Cretacico inferiore alla Serra delle Vallocchie Scure e a Monte Alto; Nella zona D : dalla successione descritta per il Monte Croce, quasi sempre completa anche se con spessori variabili che aumentano procedendo da Sud a Nord e da Ovest ad Est. A luoghi, le calcilutiti si estendono fino alla sommità della successione con le calcareniti presenti come intercalazioni. 2.3- 3 Zona E: Sezione di Monte Patalecchia Per quanto concerne la zona E e cioè il gruppo del Monte Patalecchia, si ha, relati¬ vamente all’intervallo considerato, la succes¬ sione più completa con sedimenti che deno¬ tano un chiaro ambiente profondo e trasgre¬ discono sulle dolomie triassiche. I terreni comprendono dal Cenomaniano (probabile) al Maastrichtiano e sono stati già studiati in dettaglio da Pescatore (1964-65). Se ne ripor¬ tano, qui, i caratteri più salienti, dal basso verso l’alto: — brecce ad elementi calcareo-dolomitici con noduli di selce e con intercalazioni len- ticolari di marne calcaree e livelli di selce nera. Spessore 100 metri. Cenomaniano (pro¬ babile); — calcareniti e calciruditi con liste e noduli di selce bianca. Spesore 30-40 metri. Turoniano- Senoniano inferiore; — separati da un bianco conglomeratico dai termini sottostanti, seguono alternanze di: calcareniti e calciruditi spesso bioclastiche con frammenti di rudiste (« calcari pseudosacca- roidi »). Spessore 120-150 metri. Campaniano- Maastrichtiano. 2.3- 4 Riepilogo Prendendo in considerazione i dati dianzi esposti, relativamente ai terreni del Cretacico medio-superiore, si ha per il Matese occiden¬ tale il quadro seguente. Al margine Sud (Castello di S. Angelo d’Ali- — 452 — fe) e cioè nella zona A, permane il dominio della piattaforma carbonatica con le bauxiti, sulle quali ingredisce il mare cenomaniano. Più a Nord, relativamente alle zone B, C, D ed E, la trasgressione cretacica si inizia anche a livello cenomaniano per la zona E e nel Campaniano-Maastrichtiano si estende sulle zone B, C, D. La direzione di ingressione è da Nord a Sud e da Est verso Ovest (Pesca¬ tore 1964-65), con direzione cioè opposta a quella sulle bauxiti da Sud a Nord e da Ovest verso Est (D’Argenio 1963). Le dorsali centrali del Matese occidentale e cioè quelle corrispondenti alla zona B, rispetto alla trasgressione Campaniano-Maastrichtiana, vengono, pertanto, a rappresentare il limite di massima estensione di un ciclo sedimentario iniziatosi, a Nord, almeno durante il Ceno¬ maniano (Monte Patalecchia). A tale età sa¬ rebbe, quindi, anche da riportare l’individua¬ zione della zona D quale bordo meridionale del bacino molisano-sannitico. 2.4 PALEOGENE-MIOCENE I sedimenti terziari, nell'area in esame, sono diffusamente affioranti soltanto nella parte settentrionale mentre si riducono a piccoli lembi nei rilievi più a Sud. Lo studio della loro stratigrafia di dettaglio è ancora in corso. Comunque, anche con i dati attualmente disponibili, editi e inediti, è possibile avanzare alcune considerazioni. In corrispondenza delle zone A, B, C e D p.p., a Sud e D p.p. ed E, a Nord, si individuano rispettivamente due regioni con sedimenta¬ zione differente: — Zone A, B, C e parte meridionale di D. Sui terreni mesozoici, trasgredisce diretta- mente il Miocene in facies calcarenitica o cal- ciruditica con litotamni, briozoi, ostreidi, an- fistegine ecc. (Formazione di Cusano). Affiora¬ menti di tale formazione si rinvengono: — al Castello di S. Angelo d’Alife (zona A), dove, in concordanza sui calcari cretacici, trasgrediscono delle calcareniti giallastre e cal- ciruditi con fossili paleogenici rimaneggiati, anfistegine e piccoli litotamni; — a Monte S. Silvestro (zona B, due chi¬ lometri a Sud di Valle Agricola). In questa località, la formazione di Cusano poggia con stratificazione concordante direttamente sulle dolomie triassiche. I rapporti sembrano tra¬ sgressivi ma la zona di contatto si presenta alquanto tettonizzata risentendo del sovrascor- rimento, sulla formazione di Cusano e sul Trias, di una massa di calcari infraliassici correlabili con quelli della serie di Monte Ianara. Tra i calcari del Cusano e quelli in¬ fraliassici, vi sono, altresì, comprese tettoni¬ camente delle quarzareniti sterili e di colore marrone scuro; — alla base NE di Monte Ianara (zona B) al di sopra dei calcari Maastrichtiani: con¬ glomerati e brecciole calcaree a litotamni e briozoi con fossili paleogenici rimaneggiati, per uno spessore complessivo di 3-4 metri; — sui rilievi subito ad Est di Letino (zona C) direttamente al di sopra dei calcari con¬ glomeratici del Cretacico inferiore o sulle calcareniti Maastrichtiane: calcari a litotamni, briozoi e ostreidi per uno spessore massimo di 5-6 metri; — al Monte Ciannamiello e alla base Nord di Punta delle Airelle, ad Ovest di Gallo (par¬ te meridionale della zona D). Qui, ai terreni tipici della formazione di Cusano con spessori variabili da 1-2 a 10-15 metri e trasgressivi sul Maastrichtiano, si susseguono, in continuità stratigrafica, le marne versi lastroidi della For¬ mazione di Longano (Selli 1957) elveziane e aventi uno spessore attorno ai 10 metri. Quin¬ di, sempre con graduale passaggio stratigra¬ fico, i terreni miocenici evolvono a flysch del tipo « Formazione di Pietraroia » (Selli 1957), il quale riempie interamente la conca di Gallo fino e oltre Letino. Superiormente al flysch, si sovrappongono tettonicamente, o almeno con passaggio fortemente tettonizzato, arenarie quarzose piuttosto tenere e a cemento calca¬ reo, raramente alternate da banchi di argille sabbiose azzurre (Formazione di Frosolone - Selli 1957). Questi ultimi terreni sono par¬ ticolarmente estesi subito ad Est di Letino fino a Campo delle Secine. — Zona E e parte settentrionale di D. A Nord e cioè in corrispondenza della parte settentrionale della zona D e della zona E i sedimenti terziari trasgrediscono costantemen¬ te sul Maastrichtiano. La base della trasgres¬ sione non è però rappresentata dalle calcareni¬ ti e calciruditi a litotamni ma tra queste e i — 453 — calcari pseudosaccaroidi risultano interposti altri sedimenti. Lo spesore di questi sedimenti interposti, pur estremamente variabile, dimostra un pro¬ gressivo e costante ispessimento in direzione Nord, Nord-Est ed Est (Monteroduni, Scino, Cantalupo); man mano, cioè, che si procede dal massicio del Matese verso le aree del ba¬ cino molisano-sannitico, dove è stata dimo¬ strata una continuità stratigrafica tra i sedi¬ menti medio-cretacei e quelli miocenici (Signorini e Devoto 1962). Inoltre, mentre nella zona D i sedimenti interposti tra Creta¬ cico e Miocene sono sempre in prevalenza conglomeratici, procedono verso i bordi set¬ tentrionali della stessa zona e nella zona E, vengono ad individuarsi delle formazioni con caratteri litologici e paleontologici tra loro nettamente differenti (calcari avana a nummu- liti, eocenici; marne, verdi, oligoceniche ecc.). Tale situazione porta ad individuare nella zona D, per tutto il Paleogene, il bordo del bacino molisano-sannitico. Bordo, soggetto a frequenti oscillazioni con fasi probabili di emersione o, comunque, con successioni stra¬ tigrafiche interessate da ripetute lacune. Ciò è stato già messo in luce da Pescatore (1964- 65) e, di recente, documentato dal lavoro di Sgrosso e Torre (1968) i quali datano, nella zona di Monteroduni all’Eocene, e con ogni probabilità anche all’Oligocene, i depositi cla¬ stici trasgressivi sui calcari Maastrichtiani e sottostanti alla formazione di Cusano. Per quanto concerne in dettaglio le serie del bacino molisano-sannitico si rimanda ai lavori di: Signorini e Devoto (1942); Pesca¬ tore (1964-65); Pieri (1966). In particolare per le facies paleogeniche del Matese occidentale, relativamente alle zone D p.p. ed E, si ha la seguente distribuzione areale e le seguenti successioni tipo: a) facies esclusivamente conglomeratiche con fossili paleogenici per lo più rimaneggiati (nummuliti, alveoline, ortofragmine, globo- rotalie, globigerinidi, ecc.); - — Monte Croce a Nord di Gallo; spessore 3-4 metri; — - Monte La Traversa, Monte Macchia Fer¬ rara, Coste dei Favali (sulla dorsale a Nord di Gallo e Letino); spessore massimo 20 metri circa; — Monte Mersa del Socio, Colle Torricelli e colline attorno Vallelonga; spessore massimo 80-85 metri; b) facies lievemente differenziate. Le fa¬ cies prevalentemente conglomeratiche persisto¬ no ai livelli basali ma, a livelli più alti nella successione, si ha la individuazione netta di sedimenti caratteristici, anche se di limitato spessore (5-15 metri massimo), quali: calca- reniti avana con nummuliti e intercalazioni di scaglia rossa (Eocene); marne o calcilutiti verdi e rosse di probabile età oligocenica: — colline tra Macchia d’Isernia e Monte¬ roduni; — Monte Caruso, Monte Scino e Serra Chiapponi sulla dorsale tra Monteroduni e Roccamandolfi; c ) facies nettamente differenziate appar¬ tenenti probabilmente ancora ad una succes¬ sione paleogenica trasgressiva o, comunque, con spessori delle formazioni ridotti rispetto a quelle analoghe del bacino molisano-sanni¬ tico: calcari maastrichtiani con alla sommità lenti di scaglia rossa probabilmente paleoceni¬ ca; livelli conglomeratici (trasgressione?); cal- careniti avana a nummuliti (spessori da 30 a 50 metri - Eocene); marne e calcari marnosi verdi a luoghi con selce e con intercalazioni di calcareniti bianche (spessori da 15 a 70 metri - Oligocene); Formazione di Cusano e successive formazioni mioceniche: — Monte Alto e Colle Caterazzi, rispettiva¬ mente ad Ovest e a Sud di Longano; — rilievi tra S. Agapito, Monte Patalecchia e Pei {ora nello del Molise. Al di sopra della formazione di Cusano, la successione dei terreni miocenici è quella, ben nota, riportata in Selli (1957). 2.5 SEZIONE DI CONTRADA SERRACCHIETA Viene, qui, considerata, in un capitolo a parte, la situazione di contrada Serracchieta, circa 2 Km ad OSO dell’abitato di Valle Agri¬ cola e in sinistra orografica al fosso di Rave Secca (tavoletta I.G.M. di Gallo). Tale parti¬ colare considerazione è motivata dal fatto che i terreni ivi affioranti, pur appartenendo a formazioni già descritte, non trovano un sem¬ plice inserimento nel quadro stratigrafico dei capitoli precedenti. Inoltre, in tale zona ricade una delle situazioni tettoniche chiave per l'in¬ terpretazione dell’assetto strutturale di tutto il Matese occidentale. 454 m % o o Fig. 3. — Schema di correlazione stratigrafica tra le principali successioni dal Cretacico superiore al Miocene. Da Nord a Sud. già: 1 - calcari a rudiste; 2 - « calcari pseudosaccaroidi »; 3 - calcari nummulitici; 4 - marne verdi e calcari marnosi talora con selce; 5 - con¬ glomerati con lenti marnose; 6 - calcari a litotamni (Formazione di Cusano); 7 - marne verdi lastroidi (Formazione di Longano); 8 - flysch. — 455 — Procedendo da Valle Agricola sulla mulat¬ tiera che porta a Fontana S. Nicandro e, quindi, verso Contrada Serracchieta, dopo aver superato un lembo di quegli accumuli detritici che con spessori variabili ed estensione di¬ scontinua ricoprono il fondo valle e le pen¬ dici alle quote più basse, affiorano dei calcari grossolanamente detritici biancastri o conglo¬ meratici, ricchi di rudiste a frammenti o molto usurate. I clasti provengono da tutte le for¬ mazioni del Mesozoico calcareo, dalle dolomie triassiche ai calcari a Cladocoropsis ed ai cal- nei costoni e non presenta marcate oscillazioni altimetriche, è possibile dedurre una sovrap¬ posizione tettonica dei terreni triassici su quel¬ li maastrichtiani. L'affioramento descritto inizia grosso modo a quota 725 e termina attorno quota 780 circa. Procedendo sempre sulla stessa mulattiera, a q. 799, si dirama un sentiero che, a mezza- costa, si porta a q. 818 sulla mulattiera che dal fondovalle, in contrada Cannavine, porta alla Serra di Vallelunga. Seguendo questo sen¬ tiero, dopo aver percorso qualche centinaio Fig. 4. — Spaccato in corrispondenza di contrada Serracchieta. 1 - Dolomie triassiche; 2 - successione calcarea di transizione (zona B) dall’Infralias al Malm; 3 - calcari maastrichtiani; 4 - marne rossastre (paleogeniche ?); 5 - calcari a nummuliti con livelli canglo- meratici; 6 - calcari a litotamni ( Formazione di Cusano); 7 - copertura detritica. cari a requienie. I fossili più recenti rinvenuti nei livelli calcarenitici o nella matrice dei conglomerati denotano associazioni microfau¬ nistiche maastrichtiane, del tutto analoghe a quelle già descritte per i « calcari pseudosac- caroidi », dei quali ripetono anche la litologia, specie nei livelli calcarenitici. Le rocce descritte, emergenti dal detrito e costantemente cataclastiche, soltanto sul lato sud deH’affioramento vengono a contatto tet¬ tonico con una milonite costituita da dolomie triassiche che affiorano meno disturbate e in banchi evidenti a quote maggiori. Il tipo di contatto non è bene evidente sul terreno data l’intensa copertura boschiva ma, seguendone l’andamento che rientra nelle incisioni, sporge di metri su calcari dolomitici deH'Infralias, bruscamente si passa su un affioramento di calcari biancastri detritici e conglomeratici. La litologia e le associazioni faunistiche di questi sono del tutto simili a quelle dei sedimenti interposti tra il Cretacico ed il Miocene nella zona D. Quest’affioramento si estende fino alla mulattiera verso Serra di Vallelonga ed i ter¬ reni descritti sono spesso itnervallati da affio¬ ramenti ancora di calcari maastrichtiani, lembi di scaglia rossa paleocenica e calcari della For¬ mazione di Cusano. I rapporti tra queste varie formazioni non sono sempre evidenti e lì dove è possibile osservarli, sono costantemente tet¬ tonici o per lo meno tettonizzati. Si hanno, in definitiva, validi elementi di campagna che — 456 — fanno ritenere i terreni descritti come un in¬ sieme caotico di blocchi appartenenti a for¬ mazioni differenti. La roccia è quasi sempre in condizioni cata- clastiche. Considerando un tutt’uno questi sedimenti tardo cartacei-terziari essi vengono a costitui¬ re una fascia a mezza costa, per una lun¬ ghezza di circa un chilometro ed una larghezza massima di 300-350 metri. Tale affioramento, sul lato a valle, s’immerge sotto il detrito di falda mentre sul lato a monte e cioè verso Sud, viene a contatto con una cataclasite bianca dolomitica appartenente alle dolomie triassiche di « Le Coste Arse ». I rapporti sono tettonici per sovrapposi¬ zione delle dolomie triassiche sui terreni cre- tacico-terziari. Il piano di contatto è facilmente desumibile daH’andamento della sua linea di intersezione con la topografia esterna. Esso presenta una immersione a Sud con valori angolari, verosimilmente, non superiori ai 25-30°. Sul bordo Nord ed Est, i sedimenti cre- tacico-terziari descritti nonché le dolomie del Trias ed i sovrastanti calcari dellTnfralias, vengono a contatto per faglie normali con la serie giurassica di Monte lanara. Contrada Serracchieta, data la sua ubica¬ zione, ricade nella zona B ed i terreni che la circondano lo dimostrano chiaramente. I ter¬ reni cretacico-terziari che, invece, vi affiorano, sottoposti tettonicamente alle successioni mesozoiche tipo piattaforma, trovano una giu¬ sta collocazione soltanto molto più a Nord nella zona D o nella zona E. Nelle zone, cioè, di affioramento normale dei terreni paleoge¬ nici, con i calcari maastrichtiani alla base ed i calcari della formazione di Cusano in alto. 3. TETTONICA Dai dati direttamente rilevabili sul terreno, si individua nell’area del Matese occidentale l’esistenza di più fasi tettoniche succedutesi a partire dallTnfralias al Mio-Pliocene. La presenza, infatti, di sedimenti conglo¬ meratici (zona C) a livello infraliassico, sovra¬ stanti una piattaforma dolomitica ed eteropici a sedimenti tipo piattaforma (zona B) nonché tendenti a sedimenti calcareo-marnosi verso Nord, sono da porre in relazione ad una evo¬ luzione del fondo marino verso una morfo¬ logia più accidentata con approfondimento di alcune aree (zona C) e probabile emersione di altre (zone D ed E). Di tali eventi non si conservano, però, tracce dirette sul terreno se non nelle lacune stratigrafiche delle varie suc¬ cessioni e nelle variazioni di facies dei sedi¬ menti. Il motivo di ciò, a nostro avviso, va probabilmente ricercato nel fatto che questi sono stati dei movimenti piuttosto lenti e graduali che gli eventi sedimentari hanno quasi del tutto mascherato nelle loro mani¬ festazioni più evidenti. Potrebbero, però, rav¬ visarsi sul terreno quelle faglie maggiori pe¬ rimetrali alle zone emerse (zona D ed E) se queste non fossero state mascherate da una ripresa, e conseguente ringiovanimento, in fasi tettoniche più recenti. Ci si riferisce, verosi¬ milmente, alla linea di faglia NO-SE che, sul versante Sud, limita la dorsale del Monte Cro¬ ce a Nord di Gallo, ripresa certamente in una fase tettonica tardiva mio-pliocenica ed alla faglia SSO-NNE che, ad Est di Letino, corre lungo la Valle Astora certamente attiva du¬ rante il Miocene e forse anche durante il Cretacico. Una seconda fase tettonica, invece, i cui motivi fondamentali sono chiaramente indivi¬ duabili sul terreno, è quella medio-cretacica (Albiano probabile) che ha interessato non solo il Matese ma buona parte dell’Appennino calcareo ed alla quale sono riconducibili i ben noti giacimenti bauxitici del Matese orien¬ tale e di numerose altre zone. Nell’area da noi presa in considerazione, tale fase tettonica determina un generale sol- levamento e si esplica con evidenti faglie normali con rigetti anche dell’ordine dei 3-400 metri, le quali sbloccano le pile dei sedimenti carbonatici in vari elementi. In particolare, configurano, in corrispondenza della parte set¬ tentrionale della zona C, una struttura ad horst allineata Ovest-Est, emersa durante il Cretacico medio-superiore e successivamente paneplanata e ricoperta dall'ingressione cam- paniana-maastrichtiana (Ietto 1965). Tutta l’area del Matese occidentale ha, per¬ tanto, risentito della fase tettonica medio¬ cretacica in uno con la piattaforma delle bau¬ xiti ma ha avuta una differente evoluzione nel senso che, durante il Cenomaniano superiore- Turoniano, non è andata soggetta alla tra¬ sgressione dei calcari a rudiste. Questi ultimi •— 457 — sedimenti, per quanto atipici, nell'area in esame, si rinvengono solo al bordo meridio¬ nale e cioè al Castello di S. Angelo d’Alife (Zona A); questa, pertanto, risulta essere la unica zona del Matese occidentale il cui pa- leotettonismo è simile alla piattaforma delle bauxiti e alla quale è certamente da rac¬ cordare. Analogamente alla zona A, anche la porzione settentrionale dell'area in esame (zona E), durante il Cenomaniano, si sblocca, verosimil¬ mente, mediante faglie dirette Est-Ovest. Su questa porzione ingredisce da Nord e da Est il mare del bacino molisano-sannìtìco. Le porzioni centrali dei terreni in istudio (zone 8. C e D), rispetto a entrambe le sud¬ dette trasgressioni, rimangono in emersione. Volendo segnalare alcune faglie, ancora chiaramente osservabili sul terreno e ricon¬ ducibili al sollevamento medio-cretacico, espli¬ catosi con movimenti spiccatamente verticali, si fa riferimento alle due dì seguito riportate. Queste, con direzioni prevalenti N-S o NNE- SSO, sono rilevabili nella dorsale a ENE di Letino: — faglia tra Monte Campitello e Monte Val¬ la Diamante. Rigetto cretacico 400 metri circa; — faglia tra Monte Valle Diamante e Costa Tre Faggi. Rigetto cretacico 100-150 metri. Àncora durante il Cretacico e precisamente in corrispondenza del Cretacico terminale ( CampaniaRO-Maastrichtis.no ), un’ altra fase tettonica riporta in ambiente marino tutta quella parte centrale dell'area in esame rima¬ sta emersa dal).' Albi ano (probabile) e cioè le zone D, C e B. L’ingressione procedente da nord e da est, si arresta al margine della zona A (calcari a rudiste), la quale unitamente alla piattaforma con le bauxiti, della quale fa parte, emerge. Dì tutti i movimenti tettonici posteriori al sollevamento medio-cretacico non si osservano sul terreno tracce evidenti se non attraverso le già descritte successioni stratigrafiche. È da considerare, infatti, eccetto che nella zona E, la modesta batimetria del fondo durante tutto il Cretacico medio e superiore come di¬ mostrano le varie facies, al che consegue che altrettanto modesti spostamenti verticali ab¬ biano potuto influenzare l'evoluzione geologica delle varie zone. Durante il Paleocene, le zone già interessate daH’ingressione tardo-cretacìca sono soggette ad un blando sollevamento in blocco, il quale porta in emersione le zone B e C mentre il bordo del mare del bacino molisano-sannitico si stabilisce, verosimilmente, nell'ambito della zona D. Tra il Cretacico ed il Miocene per l’area in istudio non si rilevano eventi tettonici di ri¬ lievo salvo blande oscillazioni nelle zone set¬ tentrionali di bordo. È, infine, nel Miocene superiore (Tosi orba¬ no), posteriormente cioè alla generale .ingres¬ si onc langhiana con sedimenti calcarei alla base (Formazione di Cusano) velocemente evol¬ venti a flysch (Formazione di Pietraroia, Elve- ziano-Tor tornano inferiore), che si sviluppa la più intensa fase diastrofica dell’Appennino. Questa fase, che ha portato agli ultimi scol¬ lamenti delle masse carbonai iche appenniniche a livelli triassici e alla traslazione gravitativa delle stesse verso Nord e Nord-Est (Ietto 1965), ha interessato vistosamente anche l’area in esame determinandone in buona parte lo attuale assetto strutturale. Gli effetti fondamentali di tale diastrofismo consistono nell’accavallamento frontale delle masse calcareo-dolomitiche del Matese occi¬ dentale sui terreni in facies di flysch, con smembramento delle stesse in almeno tre unità tettoniche tra loro sovrapposte. Che l'accavallamento frontale sia dovuto a semplice faglia inversa oppure a sovrascorri- mento con sradicamento completo dal substra¬ to e traslazione a Nord delle pile mesozoiche, non è possibile dirlo per mancanza di dati. La sovrapposizione tettonica è, comunque, be¬ ne evidente in molti punti e cioè: — versante settentrionale di Monte Crivari, al bordo Nord del Matese presso Roccaman- dolfi. Qui, i calcari rnaastrichtiani, che costi¬ tuiscono in genere la copertura più giovane ed estesa dei rilievi maggiori, si sovrappon¬ gono ai terreni della formazione di Frosolone in maniera molto evidente; — base del versante settentrionale di tutta la dorsale perimetrale Nord del Matese, da Monte Cavuti a Monte Celara. Qui, i calcari rnaastrichtiani, trasgressivi sulle dolomie del Trias, con un andamento grosso modo a piega rovescia, si raddrizzano fino a ribaltarsi so¬ vrapponendosi, via via da Ovest ad Est, sui calcari marnosi della formazione di Longano e sui depositi terrigeni della formazione di Frosolone. — 458 — In parecchi altri punti di contatto tra mas¬ se carbonatiche e terreni miocenici o forma¬ zioni del bacino molisano-sannitico, il tipo di rapporto non è osservabile o per copertura detritica (Monte Patalacchia e rilievi di Mon- teroduni) o perchè l’eventuale zona di sovrap¬ posizione è mascherata da masse di flysch colate o accumulate al fronte dal movimento stesso delle masse calcaree (dorsale da Monte Celara a Scino; versante Est di Monte Patalec- chia ecc.). Bene evidente risulta, invece, l’individualità di almeno tre delle unità tettoniche nelle quali sono stati suddivisi i sedimenti carbonatici, nonché il loro reciproco accavallamento. Que¬ ste risultano essere costituite, rispettivamente da Nord a Sud, dalla zona E, dalla zona D, dalle zone C e B. I dati a convalida di tale affermazione sono i seguenti: — 1“ Unità tettonica ( zona E - gruppo del Monte Patalecchia). Il Monte Patalecchia ed i rilievi ad esso circostanti costituiscono una dorsale con di¬ rezione NO-SE e immersione prevalente degli strati a SO. Sul bordo Nord, il contatto avviene tra dolomie triassiche e terreni terziari del bacino molisano ma non è evidente, a causa della copertura detritica, di che tipo di contatto si tratti e cioè: faglia normale o sovrapposi¬ zione tettonica. In base, però, a considerazioni tettoniche regionali, è verosimile pensare ad una sovrapposizione almeno per faglia inversa. Sul lato Sud, invece, i terreni del Monte Patalecchia s’immergono chiaramente al di sotto del flysch miocenico della Valle del tor¬ rente Lorda. Su questo si sovrappongono, a loro volta, i sedimenti della zona D. Inoltre, dall’esame delle facies risulta evidente un accostamento tettonico tra la zona E a Nord e la zona D a Sud. Infatti, i termini selciosi e calcareo-selciosi della serie del Patalecchia difficilmente si collocano in un ambiente pros¬ simo o coincidente col bordo di un bacino. — 2" Unità tettonica ( zona D ). Sul bordo Nord, come già detto prima, la zona D si sovrappone al flysch miocenico della valle del torrente Lorda come bene si osserva in campagna per un tratto lungo almeno due chilometri. Al bordo Sud, invece, i sedimenti della zona D si immergono al di sotto della zona C e B. Ciò è dimostrato dalla finestra tettonica di contrada Serracchieta, ampiamen¬ te già descritta. — 3° Unità tettonica ( zona C e B ). La sovrapposizione tettonica, con vergenza a Nord, delle zone C e B al di sopra della 2a unità tettonica (zona D), viene dimostrata da quanto detto nel paragrafo precedente. Rimane, a tal punto, da considerare il com¬ portamento tettonico dei calcari a rudiste (zona A). Per questi non si hanno dati molto chiari e cioè non è possibile stabilire se si siano comportati in uno con i terreni delle zone B e C (3a unità tettonica) oppure abbia¬ no costituito un'unità tettonica a se stante, verosimilmente, sovrappostasi alla terza unità dianzi descritta. In tal senso si sarebbe por¬ tati a supporre considerando la situazione rilevabile a Monte S. Silvestro. Questo rilievo individuato sul foglio al 100.000 dalla quota 1083, due chilometri a Sud di Valle Agricola, risulta infatti costituito da calcari liassici di piattaforma sovrapposti a sedimenti mioceni¬ ci arenacei e calcarenitici, questi ultimi pro¬ babilmente trasgressivi sulle sottostanti do¬ lomie triassiche. La situazione descritta consente, quindi, almeno di poter affermare che sedimenti ap¬ partenenti al dominio della zona A, sono ve¬ nuti tettonicamente a sovrapporsi sulle for¬ mazioni di transizione della zona B. A tal punto, per quanto concerne le varie unità tettoniche, è interessante osservare come queste vengano a corrispondere quasi perfet¬ tamente a zone costituenti altrettante unità paleogeografìche. Ciò dimostra che le mag¬ giori linee di debolezza che delimitavano queste ultime, hanno persistito nei loro ca¬ ratteri anche in un diastrofismo con effetti di compressione. La disposizione dei terreni carbonatici del Matese occidentale a « scaglie » sovrapposte non si riscontra per tutta l’area presa in con¬ siderazione. Infatti, le zone ad occidente di un allineamento N-S (Ailano-Prata Sannita) non sembrano interessate da fenomeni di ac¬ cavallamento e risultano costituiti soltanto Fig. 5. — Schema strutturale dell’area studiata. sedimenti pre-flysch; 2 - flysch. Le lettere indicano, orientativamente, gli affioramenti corrispondenti alle varie zone nelle quali è stata suddivisa l’area. — 460 — da terreni ricadenti nel dominio della zona D, che qui raggiunge la sua massima estensione in senso meridiano. Tale situazione, se reale, avrebbe dovuto per forza comportare delle faglie a spostamento orizzontale ed infatti, in corrispondenza della sella tra Monte Scol¬ trone e Monte Favaracchi, si rileva la presenza di una faglia trascorrente sinistra con dire¬ zione, appunto, N-S. Questa porta all'accosta¬ mento laterale di due rilievi aventi succes¬ sioni stratigrafiche nettamente differenti: ad occidente il Monte Scoltrone costituito da dolomie triassiche con in cima i sedimenti della trasgressione tardo-cretacica (zona D) e ad oriente il Monte Favaracchi con succes¬ sione mesozoica conglomeratica continua dal Trias al Cretacico inferiore (zona C). Il rigetto orizzontale di tale faglia non sembra inferiore ai 5-6 chilometri. Infine, per concludere sulla fase tettonica tortoniana, sono da segnalare, nei terreni ad occidente della faglia trascorrente anzi detta, la presenza di alcune faglie inverse che inte¬ ressano aree alquanto limitate e presentano una vergenza prevalente a Sud. Vergenza, pertanto, anomala rispetto al senso generale della traslazione delle masse carbonatiche. Queste faglie interessano il Monte Cianna- miello e il Colle Castellone entrambi subito a monte del valico della strada Capriati-Gallo e portano alla ripetizione dell’intera successione litologica che li costituisce: dolomie triassiche di base sulle quali, trasgressivi, poggiano i calcari maastrichtiani e quindi il Miocene cal¬ careo (zona D.). Data la ristretta localizzazione dei fenomeno, non è agevole l'esatta interpretazione di tali faglie. Ma d’altro canto è noto che in un corpo rigido, sollecitato alla deformazione in manie¬ ra uniforme (gravità), la produzione di un si¬ stema prevalente di fratture da taglio non esclude la presenza, sia pure subordinata, di fratture con vergenza opposta. Posteriormente al Tortoniano, l’area in esa¬ me, è stata interessata dalle successive fasi di sollevamento messianiano-plioceniche, espli¬ catesi essenzialmente con movimenti verticali, almeno per quanto concerne le rigide masse calcaree delTAppennino. I motivi tettonici ri¬ conducibili a queste fasi di sollevamento sono numerosi e bene evidenti in tutto il Matese occidentale, specie al bordo Sud dove si rile¬ vano faglie con rigetti superiori ai 1000 metri. Tale è il caso della faglia che accosta i calcari a rudiste del Castello di S. Angelo d’Alife con la base delle dolomie triassiche. Per quanto, invece, concerne le zone interne dell’area studiata, molte delle linee di dislo¬ cazione mio-plioceniche si sono insediate su più antiche faglie normali (cretaciche) e pro¬ babilmente anche trascorrenti (mioceniche), rendendo attualmente alquanto problematica la distinzione degli effetti sovrapposti. Ciò comporta che unitamente al sistema prevalente tirrenico ed appenninico, si abbia anche un sistema di frattura orientate N-S ed E-0 il quale rispecchia quello che, con ogni evidenza, è stato il sistema prevalente delle fratture a livello cretacico (1). 4. EVOLUZIONE PALEOGEOGRAFICA Tenendo conto dei dati a disposizione, ri¬ portati nei precedenti capitoli, è possibile avanzare uno schema di evoluzione paleogeo- grafìca per l’area in esame, a partire dal Trias superiore. Come già detto, i terreni più antichi affio¬ ranti al Matese sono le dolomie della forma¬ zione di Monte Acuto (Trias superiore). Queste, simili come litologia e caratteri sedimentari, configurano una estesa piattaforma, con mare in genere molto basso al punto che molte aree venivano a ricadere nella zona littorale- sopralittorale (dolomie stromatolitiche). A queste dovevano intercalarsi zone di avvalla¬ mento nelle quali, verosimilmente ad opera delle maree, venivano convogliati fanghi più o meno diagenizzati (dolomie brecciate). Nel Trias superiore-Lias inferiore (Infralias), si assiste ad uno smembramento, piuttosto marcato, di questa piattaforma la quale evolve verso una paleogeografia del tipo di quella riportata in figura n. 6. Nell’ambito della piattaforma triassica, cioè, verosimilmente già limitata verso nord-est da bacini sedimentari profondi (2), si individua un’area a forte subsidenza, con direzione prevalente ovest-est, che tende velocemente ad assumere caratteri di bacino (bacino del (1) Considerazioni analoghe sulla tettonica dell’Ap- pennino carbonatico sono state già avanzate da D’Argenio (1965). (2) Si rimanda a riguardo ai risultati emersi dal pozzo AGIP Frosolone 2, riportati in Pieri (1966). — 461 — Matese). Contemporaneamente emergono le porzioni della piattaforma dolomitica (zone D ed E) interposte tra questi ambienti sedi¬ mentari profondi e intercomunicanti almeno per tutto il Giura. A sud, l'area del bacino del Matese (zona C) faceva passaggio graduale (zona B) ad aree (zona A) nelle quali facies di piattaforma persisteranno per tutto il Mesozoico. zone centrali e di raccordo alle zone setten¬ trionali emerse. La morfologia dell’area in esame, individua¬ tasi nell’Infralias, si continua per tutto il Giura e, nel Lias, si assiste al massimo appro¬ fondimento ed alla massima estensione (verso sud) del bacino. Fa pensare a ciò l'analisi delle facies conglomeratiche le quali evolvono, verso nord, a sedimenti marnosi e/o calcareo-mar- _______ _____ _____ _ _ 2 o ne_ _ _ ^ _ _ _ _ e ♦ ® T I c ♦ a ì a N _ Fig. 6. — Schema paleogeografico nel Trias superiore con (bacino del Matese). Il realizzarsi di questa morfologia è, tetto¬ nicamente, da riportare a movimenti a spic¬ cata componente verticale. Il tettonismo, inoltre, connesso a tali muta¬ menti paleogeografici dà motivo dei conglo¬ merati infraliassici della zona C nonché delle serie di transizione (zona B) alla piattaforma. I conglomerati sarebbero, quindi, da interpre¬ tare come frane sottomarine di sedimenti in via di diagenesi. È, però, da notare la com¬ parsa, in tali sedimenti, di una certa frazione argillosa che poi diverrà abbondante nel Lias (collegamenti con ambienti a differente sedi¬ mentazione - bacini settentrionali?). I sedimenti appartenenti al bacino in esame affiorano, però, in maniera scarsa e frammen¬ taria. Di questi è possibile osservare con suf¬ ficiente continuità soltanto quelli corrispon¬ denti alla porzione meridionale (zona C) e al bordo di transizione alla piattaforma (zona B). Infatti, i sopravvenuti fenomeni di accavalla¬ mento tettonico durante il Miocene, hanno portato i sedimenti di tali zone meridionali a ricoprire i sedimenti appartenenti ad eventuali individuazione di un’area centrale che evolverà a bacino nosi (Monte Pignatiello), mentre a sud facies conglomeratiche vanno a sovraporsi a facies di transizione (successione di Monte Cappello). È questa una testimonianza della persistenza nel tempo di una forte instabilità tettonica sia dei bordi che del substrato subsidente del bacino stesso. Col Lias terminale si ha una sentita dimi- nuizione sia delle facies conglomeratiche che marnose, le quali udirne diventano sporadiche intercalazioni lenticolari e tendono velocemen¬ te a scomparire. Tale evoluzione nelle facies diventa più marcata nel Dogger e nel Malm e i calcari conglomeratici vengono progressi¬ vamente ad essere ovunque sostituiti da cal¬ cari grossolanamente detritici ed oolitici. Al passaggio Giura-Cretacico, condizioni uguali di sedimentazione si stabiliscono sia per le zone di piattaforma che di bordo (zona B) e di bacino (zona C) con calcari oolitici e « calcari a punti neri ». A tale altezza stratigrafica, quello che era un bacino più profondo cessa di esistere e vengono a stabilirsi condizioni di sedimenta- — 462 — zione neritica di piattaforma, almeno per quanto concerne le zone meridionali. Se in zone più a nord persistessero ancora condi¬ zioni di bacino più profondo non è possibile dirlo per la mancanza di affioramenti. Col Giura terminale, quindi, per quanto con¬ cerne l’area in esame, si individuano due re¬ gioni: una a nord, dolomitica, emersa (zone D ed E) ed una a sud con sedimentazione calcarea neritica di piattaforma (zone C, B e verosimilmente A). Per tutto il Cretacico inferiore, persiste tale suddivisione in due zone ma la sedimentazione, nella zona meridionale, ritorna nuovamente a presentare generalizzati, frequenti episodi con¬ glomeratici di tipo intraformazionale e, per 10 più, a matrice prevalente. Si ha, quindi, una ripresa di movimenti tettonici i quali prelu¬ dono alla fase più attiva medio-cretacica che porta in emersione, in uno, tutte le zone del Matese occidentale che ancora ricadevano sot¬ to il dominio marino (zone C, B ed A). L’area continentale doveva, però, presentare una certa soluzione di continuità dovuta alla persistenza di bracci di mare poco profondo (serie di Serra delle Macchietelle, Sgrosso 1964). Durante il Cenomeniano, l’ingressione mari¬ na proveniente da sud (piattaforma delle bauxi¬ ti) a da nord (bacino molisano-sannitico) ripor¬ ta in ambiente marino sia il margine meridio¬ nale che settentrionale dell’area in istudio. A sud, la zona A viene ricoperta dai calcari a rudiste (Cenomaniano probabile-Senoniano). A nord, il piastrone dolomitico, emerso dall’In- fralias, si sblocca e la porzione settentrionale (zona E) ritorna anch'essa in ambiente marino facendo arretrare a sud il bordo del bacino molisano-sannitico. Su quest’ultima zona tra¬ sgrediscono dei conglomerati che evolvono velocemente a sedimenti pelagici calcareo- silicei (Monte Patalecchia). Nel Senoniano, il quadro paleogeografico del Matese occidentale è, verosimilmente, quello riportato nella figura n. 7. Col Campaniano-Maastrichtiano si ha una netta inversione di morfologia: su tutte le zone emerse (zone D, C e B) trasgredisce da nord 11 mare del bacino molisano con i ben noti « calcari pseudosaccaroidi »; la zona A, invece, sulla quale sì erano andati sedimentando i cal¬ cari a rudiste, emerge (figg. 8-9). Col Paleocene, come già detto, un'altra blan¬ da fase tettonica riporta in emersione le zone centrali dell’area in esame e la zona D diviene il bordo del bacino molisano-sannitico. Tale fatto, com’è stato posto in evidenza da recenti studi di dettaglio (Sgrosso e Torre 1968) e in accordo con Pescatore (1965), dà motivo delle particolarità stratigrafiche e sedimentologiche dei terreni paleogenici che ivi si ritrovano, i quali ben si inquadrano in una zona tettonica- mente instabile e soggetta a ripetute oscilla¬ zioni batimetriche. È interessante osservare, a tal punto, come le zone nelle quali si è suddiviso l’originario piastrone dolomitico triassico, abbiano con¬ servata la loro individualità pressocchè per tutto il Mesozoico e come gli spostamenti re¬ ciproci siano avvenuti quasi sempre lungo le medesime maggiori linee di debolezza indivi¬ duatesi verosimilmente nel Trias terminale. Tale situazione generale perdura per tutto il Paleogene finché nel Langhiano l’ampia tra¬ sgressione miocenica ricopre tutto il Matese occidentale. I sedimenti neritici organogeni di base evolvono velocemente a flysch nell’Elve- ziano (fig. 10). Nel Tortoniano, l’intensa e generalizzata fase tettonica dell'Appennino coinvolge le pile sedi¬ mentarie del Matese occidentale, che prima erano state interessate esclusivamente da moti verticali, accavallandole verso nord sui sedi¬ menti in facies di flysch e smembrandole in almeno tre principali unità tettoniche tra loro sovrapposte. Sui sedimenti con tale assetto strutturale agisce, infine, la fase tettonica epirogenetica tardo miocenica-pliocenica la quale, com’è noto, si è esplicata, nei terreni rigidi, preva¬ lentemente con faglie verticali o subverticali. I sistemi prevalenti di queste faglie sono quelli ben noti in letteratura: tirrenico ed appenni¬ nico. I loro rigetti sono spesso notevoli e dell’ordine di più migliaia di metri come, ad esempio, quelli delle faglie perimetrali sud del Matese, sul bordo nord della valle del Volturno. A questa ultima fase tettonica è da attri¬ buire anche la ripresa ed il ringiovanimento di vecchie linee di faglia, specie quelle cre¬ taciche con direzioni prevalenti E-Q e N-S. Una ricostruzione paleogeografica alternati¬ va a quella avanti proposta e riguardante esclusivamente l'evoluzione delle zone D ed E Zone — 463 — < ai o Q 4> m 0) ,fi mu c3 Sh ti*?®.; I4TT Kit: iiii <3 43 30 piattaforma (calcari a requienie, bauxite-bx- e calcari a rudiste); 6 - sedimenti cenomaniano-senoniani del bacino molisano-sannitico; 7 - « calcari P se a dosane a r oidi » campamano-maastrichtiani. 466 Fig. 10. — Schema paleogeografico durante il Miocene superiore. 1, 4, 5, 6, 7 come in figura precedente; 8 - sedimenti paleogenici, in facies conglomeratìca, indiffrenziabili o in facies differenziate (calcari a nummuliti eocenici e marne verdi oligoceniche); 9 - successione miocenica, dal basso in alto: calcari a litotamni, marne verdi lastroidi, flysch. Zone E 8 A Fìg. 11. — Dall'alto in basso: principali stadi, durante il Malm, l’Aptiano-Albiano e il Turoniano-senoniano, in uno schema di evoluzione paleogeografica alternativo a quello delle figure precedenti. 1, 2, 3, 4, 5, 7 come per i simboli uguali delle figure precedenti; 6 - terreni calcarei cretacici in facies di piattaforma. — 468 — è quella di seguito riportata e illustrata nella figura n. 11. Nell’Infralias non si sarebbe avuta l’indivi- duazionue di un bacino interno alla piattafor¬ ma ma soltanto lo sbloccametno dell’altofondo dolomitico con sprofondamento delle zone più settentrionali. Su queste veniva a impiantarsi una sedimentazione pelagica con graduale transizione a quella di piattaforma (zone C e B). Il sollevamento delle zone D ed E, le quali sorreggevano quindi serie mesozoiche continue fino al Cretacico inferiore, continua¬ zione eteropica di quelle della zona C, sarebbe avvenuto in uno col resto delle altre zone a sud durante l’Aptiano-Albiano. Le aree emerse configuravano una struttura ad horst con culminazione in corrispondenza appunto delle zone E e D. Nel Cenomaniano sarebbe ritornata in am¬ biente marino la zona E. La successiva evo¬ luzione stratigrafica e tettonica dell’ intera area in istudio, sarebbe stata quella esposta nella prima ricostruzione. Questo secondo schema paleogeografico, con¬ siderando l’ampiezza dello jatus tra il substra¬ to ed i sedimenti del bacino molisano nella zona E, presuppone lo smantellamento di tutta la successione sedimentaria dal Trias al Creta¬ cico inferiore. Tale denudamento per erosione avrebbe interessato una pila di sedimenti, al di sopra delle dolomie, con spessore supe¬ riore ai 1500 metri e sarebbe avvenuto durante l’Albiano (tetto della serie continua della zona C) ed il Cenomaniano p.p. (letto della succes¬ sione Cretacica del Monte Patalecchia). Per¬ tanto, sembrando, a nostro avviso, eccessiva tale azione erosiva relativamente al tempo nel quale si sarebbe svolta e non ritrovandosi nei conglomerati cenomaniani di trasgressione al Monte Patalecchia elementi della serie che sarebbe stata smantellata, si giudica più vero¬ simile la prima ricostruzione paleogeografica anche se più complessa e non priva di qualche incertezza, specie sul particolare accostamento dalla zona C col bordo orientale della zona D. In tale considerazione le facies di transizione (zona B) e di bacino (zona C) non rappresen¬ tano i sedimenti di raccordo tra l’area di piat¬ taforma (zona A) ed il bacino molisano-san- nitico bensì i sedimenti corrispondenti ad un bacino individuatosi nell’ambito della piatta¬ forma stessa nellTnfralias. I risultati del presente lavoro, quindi, con¬ validano e vengono a loro volta convalidati, sia pure indirettamente, da quanto prospettato da D’Argenio e Scandone (1970) circa resisten¬ za, più a sud del Matese, di un bacino profondo separante quella che era ritenuta la piat¬ taforma carbonatica dell' Appennino. Di conseguenza i due Autori distinguono due piattaforme denominandole, rispettivamente, « piattaforma interna » (o piattaforma cam¬ pano-lucana) e « piattaforma esterna » (o piat¬ taforma abbruzzese-campana). Le zone del Matese occidentale verrebbero, quindi, ad appartenere all’area della piatta¬ forma esterna, la quale, pertanto, a seguito dei dati riportati nel presente lavoro, potrebbe essere oggetto di suddivisioni ulteriori. Napoli - Istituto di Geologia dell’Università. BIBLIOGRAFIA A.G.I., 1964 - Guidebook International Field Institute, Italy 1964. pp. 115, fig. 90, Washington. Behrmann R. B., 1936 - Die Faltenbogen Des Appen- nins und ihre palaogeographische Entwiklung. 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TAVOLA I Leggenda: 1 - basamento triassico; 2 - facies di piattaforma (Trias-Giura); 3 - facies di transizione (Trias-Giura); 4 - facies conglomeratiche e/o calcareo-marnose (Trias-Giura); 5 - calcari cretacici di piattaforma; 6 - sedimenti calcareo- silicei cretacici del bacino molisano-sannitico; 7 - calcari maastrichtiani; 8 - sedimenti paleocenici in facies di scaglia; 9 - calcari a nummuliti (Eocene); 10 - marne verdi oligoceniche; 11 - conglomerati paleogenici; 12 - calcari mio¬ cenici della Formazione di Cusano; 13 - flysch; 14 - coperture detritiche; 15 - alluvioni della valle del Volturno . Linee uniformi a tratto pieno: sovrascorrimenti » » » » medio: faglie inverse » » » » sottile: faglie dirette » dentellate: superfici di trasgressione Orizzonti lentiformi in 5 : bauxite. Ietto A. - Assetto MOS* T. LORDA PO.LE CATERA2ZI q.1235 T. LORDA Mem. Soc. Natur. in Napoli Ietto A. - Assetto strutturate e rieostruzic paleo geo grafica del Matese Occidentale ( Appennino Meridionale) - Tav. I MONTE S.SILVESTRO q. 1083 MONTE CAPELLO q, 1381 LETINO T. LORDA s N TAVOLA II Rilevamento geologico per facies prevalenti. - LIMITI ~ faglia TRASCORRENTE SINISTRA "" FAGLIA DIRETTA LINEE DI SCORRIMENTO FAGLIA INVERSA TZjTrias superiore fev/K*X*‘j Facies di piattaforma i Facies di transizione (Infralias -cretacico inferiore) I Facies prevalentemente conglomeratiche (Infralias^cretacico inferiore) [Facies della depressione molisano- sannitica (Cretacico medio- superiore) | ; ; j j | Calcari pseudossaccaroidi j~ ~~j Sedimenti paleogenici Miocene calcareo (Formazione di Cusano) Miocene marnoso j Miocene in facies di flysch CI Quaternario continentale Terreni di contrada Serracchieta Mem. Soc. Natur. in Napoli Ietto A. - Assetto strutturale e ricostruzione paleogeografica del Matese Occidentale ( Appennino Meridionale ) - Tav. II Sulla geologia della galleria rio Uvini - rio S. Antoni per l'impianto del medio Flumendosa (Sardegna) Nota del socio FELICE IPPOLITO (Tornata e 27 giugno 1969) RIASSUNTO Si espongono le condizioni geologiche dei terreni interessati da una galleria lunga circa 9 km co¬ struita in Sardegna e interessante prevalentemente scisti paleozoici. Le previsioni di progetto furono ri¬ scontrate esatte all’atto esecutivo. ABSTRACT The paper is concerned with thè description of geological conditions of mainly paleozoic metamor- phic rock masses in which a tunnel has been excavated in Sardinia. Observational data acquired during excavation appeared to be consistent with conclusions of preli- minary studies. Premessa L'Ente Autonomo Flumendosa progettò nel 1950 la costruzione di una galleria .lunga circa km 9, per convogliare le acque del Flu¬ mendosa all’irrigazione del Campidano, dal rio Uvini, a quota 208, al rio S. Antoni, a quota 199,50. L’Impresa Ing. A. e P. Di Penta, assuntrice dei lavori, mi incaricò di eseguire uno studio sulla natura geologica dei terreni interessati dalla costruenda opera e sulle loro caratteristiche geotecniche. A tal fine nell’ot¬ tobre 1950, rilevai la striscia interessata dalla galleria (vedi schizzo geologico in fig. 1) e prelevai numerosi campioni che sottoposi a studio petrografico nell'Istituto di Geologia Applicata dell’Università di Napoli, allora da me diretto. Il presente scritto, ricalca le linee della mia relazione del 1950, convalidata da varie osservazioni eseguite in corso d’opera. Geologia della regione La regione interessata dalla galleria è co¬ stituita da una accidentata serie di rilievi col¬ linari, alti 5-600 m al massimo, i quali vanno degradando da oriente verso occidente, ed in particolare dalla strada Senorbì - S. Basilio- Suelli e la provinciale Suelli-Sisini-Siurgus. La striscia attraversata dalla galleria è orientata da nord est a sud ovest, e cioè dal R. Uvini — nel tratto ove questo corso d’acqua si pre¬ senta stretto ed incassato tra i rilievi del M. Uvini (quota 420), in sponda sinistra, e del M. Moretta (quota 543), in sponda destra — fino alla piana tra Sisini e Arixi, lungo la strada vicinale che congiunge questi due bor¬ ghi a circa 1 km in linea d’aria a sud di Sisini. L’impalcatura generale della regione è fondamentalmente costituita dalle formazioni attribuite al Silurico superiore. Si tratta di un potente complesso di originari strati ar¬ gillosi, ricchi di sostanze organiche, cui lo¬ calmente si alternano lenti calcaree e sot¬ tili letti più arenacei. Il metamorfismo regio¬ nale di epizona ha trasformato le originarie argille, molto ricche di sostanze organiche e di impurità carboniose, in scisti filladici gra¬ fitici, di colore nero lucente se freschi, di colore grigio più chiaro e con splendore quasi serico se lievemente alterati. Le originarie lenti calcaree per azione del dinamometamor¬ fismo sono oggi alquanto marmoree e forte¬ mente cataclasizzate, mentre i sottili letti arenacei hanno dato origine a tipiche quarziti con sericite o con feldspati, a seconda della natura dell’edotto. Tutta la formazione filladica è, ove più ove meno, attraversata da sottili dicchi o da vene lenticolari molto allungate — con spes¬ sori da qualche centimetro a più centimetri — di quarzo bianco-latteo di origine idroter¬ male. Nessun orientamento particolare è rile- — 474 — vabile nella direzione di questi dicchi, che hanno probabilmente seguito gli allineamenti di sottili discontinuità della formazione. Questo complesso, in base ai noti rinve¬ nimenti di fossili (specialmente graptoliti) dei pressi di Goni, studiati dal Gortani, è attri¬ buito al Gotlandiano (1). Le formazioni del Silurico sono sormonta¬ te da potenti colate di porfidi quarziferi che, smantellati dalla erosione, si presentano ora, in lembi più o meno estesi, a formare le aspre cime dei rilievi. L'accidentata morfologia per¬ mette in tutta la zona di accertarsi della sovrapposizione di tali antiche masse laviche al complesso paleozoico di cui sopra. Le masse laviche infatti scorsero sulla superficie di erosione costituita dagli scisti silurici, in¬ globandone talvolta alla loro base dei fram¬ menti. Un tipico campione di tale roccia fu da me prelevato nel rio Corongu Longu, quasi in corrispondenza dell’asse della galleria: si tratta di una breccia costituita dalla massa lavica parzialmente devetrificata, con fenocri- stalli di quarzo, che ingloba frammenti di scisti appena termometamorfosati. Lo studio del campione lascia dedurre che le masse laviche, oggi costituenti i porfidi, erano al¬ l’atto della estrusione molto viscose e poco calde, onde non hanno dato luogo a cospicui fenomeni di metamorfismo termico o di contatto. Inglobati in successivi fenomeni di me¬ tamorfismo questi porfidi sono stati sovente fortemente laminati, assumendo l'aspetto e la struttura tipica di porhroidi; ma è fuor di dubbio, sia dall'esame petrografico dei cam¬ pioni non laminati sia dall’osservazione geo¬ logica, che si tratta di rocce francamente effusive. Le formazioni del Silurico presentano direzione e pendenza della scistosità, proba¬ bilmente in parte coincidenti con quelle della originaria stratificazione, variamente orientate. Durante i sopraluoghi potei in vari punti constatare l’esistenza di pieghe abbastanza strette. Nell’area interessata dalla galleria, co¬ me può riscontrarsi nella sezione geologica di fig. 1, la direzione della scistosità è quasi do¬ vunque nord-est sud-ovest, tranne che in corri¬ spondenza del M. Perdascitas ove è circa nord- fi) Gortani M., Successione di faune a Graptoliti nei dintorni di Goni; Rend. Acc. Lincei; S. 6, 19, n. 11, pp. 763-65; Roma, 1934. Sezione geologica lungo l’asse della galleria. La sezione è orientata da NE a SW. — 475 — sud. La pendenza è verso nord-ovest, nel tratto tra il R. Uvini ed il R. S'abici; verso sud-est nella zona del rio S. Antoni; al M. Perda- scitas è verso est; verso ovest nella regione di M. Turri. All'estremità sud — occidentale della stri¬ scia interessata dalla galleria compaiono le arenarie mioceniche del Campidano: trattasi di arenarie poligeniche a grana variabile tal¬ volta cementate, tal'altra semicoerenti, costi¬ tuite prevalentemente da quarzo, feldspati, miche e frammenti di calcari e di scisti. La grana varia tanto che alcuni campioni possono definirsi talora come conglomerati, mentre in genere si tratta di arenarie grossolane. Risultati dello studio petrografico Come ho avvertito di sopra, in occasione dei sopraluoghi prelevai numerosi campioni, che sottoposi ad accurato studio petrografico, onde accertarne la composizione mineralogica e quindi le caratteristiche pratiche di abbatti¬ mento e di impiego. La presente descrizione riassume lo studio di vari campioni; in essa i materiali sono elencati in ordine di impor¬ tanza. a) Scisti filladici neri lucenti. Gli scisti filladici del Gotlandiano si pre¬ sentano in genere di colore nero o meglio grigio-plumbeo, lucenti, con una netta e rego¬ lare scistosità, secondo la quale si sfaldano facilmente. La roccia è a grana finissima, tanto che né ad occhio nudo, né con la lente si pos¬ sono individuare i singoli componenti; di fre¬ quente è sporcante (2). Percossa col martello, oltre a rompersi subito parallelamente alla scistosità, lo scisto si suddivide di preferenza secondo altri piani: in genere secondo altre quattro direzioni, delle quali, tre normali alla scistosità, formanti tra loro un angolo di 120° ed il quarto incli¬ nato di 30° sulla scistosità. (2) Già il La Marmora in proposito scriveva « ... ta¬ li schisti sono molto carboniosi, o meglio coverti da una sostanza carbonosa e lucente, che macchia le dita ». Al rnicioscop o la roccia si rivela in ge¬ nere costituita pressocché in parti uguali da sostanze opache, carboniose (probabilmente in gran parte grafite), e da minutissimi cristal¬ lini appiattiti micacei di tipo sericitico cui si aggiungono rari piccoli individui di quar¬ zo (fig 2). Fig. 2. — Scisto filladico silurico. Microfot. x 100; solo polarizzatore. Nella sezione si vedono delle plaghe bianche, che sono porosità della roccia. Si noti l’andamento ondudato della scistosità, l’abbondanza di sostanze carboniose e la scarsezza di microcristalli di quarzo. Taluni campioni si scostano sensibilmente da questa composizione; talvolta infatti alla sericite e al quarzo si aggiungono sottili letti di calcite; tal’altra, in luogo della sericite, compare la clorite, onde la roccia si colora in verdastro ed altre volte infine la grafite domina, tanto da costituire oltre l’80% della roccia. Dal punto di vista pratico la roccia in parola presenta bassissima resistenza alla per¬ forazione, tranne, bene inteso, in corrispon¬ denza delle vene di quarzo che attraversano, irregolarmente e con frequenza variabilissima, la formazione in tutte le direzioni. Era da prevedere che la formazione in parola subito dopo lo scavo non esercitasse una azione spingente sul rivestimento della galleria; né richiedesse una armatura partico¬ larmente onerosa per sostenere le pareti dello scavo. Il che fu in generale confermato in corso di esecuzione, sempre che, come fu consigliato, si provvide a far seguire il rive¬ stimento allo scavo con sufficiente rapidità, — 476 — perché, specie nelle zone ove ha subito sol¬ lecitazioni tettoniche secondarie, lo scisto può in contatto con l’aria umida della galleria assumere lentamente le caratteristiche di uno scisto argilloso e diventare spingente. Occorse, in altri termini, non dar tempo alla forma¬ zione di imbibirsi di umidità e di modificare il proprio equilibrio perché, in tale eventua¬ lità, sarebbe stato necessario provvedere a più solide armature e ad un rivestimento molto più resistente; laddove, agendo con rapidità, si ristabilirono le iniziali condizioni di equi¬ librio e non si ebbe nulla a temere. Non tanto per la sua bassa resistenza meccanica, quanto per la presenza dei piani di scistosità secondo i quali tende a fogliet- tarsi e per la costituzione mineralogica, que¬ sta roccia fu ritenuta affatto inadatta a for¬ nire inerti per calcestruzzi. b) Materiali appartenenti alla formazione de¬ gli scisti : calcari e quarziti Come ho accennato di sopra nella forma¬ zione scistosa del Gotlandiano si rinvengono, verso l’alto, sia dei calcari alquanto marmorei, scuri e cataclasizzati, sia, in sottili letti, delle quarziti tipiche. In fig. 1 la posizione di tali intercalazioni è puramente indicativa. Dei calcari poco v'è da dire, in quanto ne sono note le caratteristiche geotecniche. La cataclasi facilita l'abbattimento; occorre solo far rilevare che la irregolarità e la sporadicità di queste lenti calcaree nella formazione sci¬ stosa non solo non permisero di fare alcuna previsione sull’eventuale loro incontro con lo scavo della galleria, ma altresì non permisero affatto di prevedere un impiego della roccia per gli inerti dei calcestruzzi. Fu solo sotto- lineato, ai fini tecnici ed economici, la pos¬ sibilità di impiegare a tale scopo i calcari, se e dove si fossero incontrati. Le quarziti si rinvengono in genere in strati molto sottili, e per uno spessore che di rado supera il metro. I campioni da me esaminati provenivano dal rio de is Colorus e dal rio Corongu Longu da affioramenti compresi tra gli scisti silurici a muro e le colate di porfidi, al tetto. Macroscopicamente queste quarziti sono di colore grigio più o meno scuro, con traenza al verdognolo; presentano appena — e non sempre — un lieve accenno di scistosità. Si notano talvolta dei rari piccoli cristalli di pi¬ rite, in sottili venule ed associati a quarzo, che son sovente alterati in sostanze limoniti- che. Al microscopio (fig. 3) la roccia risulta costituita da quarzo microcristallino, con tes¬ situra « a pavimento », in percentuali variabili dal 50 al 70% ed oltre; al quarzo si aggiunge, come costituente essenziale, la sericite accen¬ trata in aree ristrette e talvolta alquanto orien¬ tate: in tal caso i campioni presentano un accenno di scistosità. In uno dei campioni esaminati, al quarzo ed alla sericite si aggiun¬ gono rari microcristalli di feldspato, alquanto alterati, e minute lamine di clorite. Fig. 3. — Quarzite. Microfot. x 60; solo polarizza¬ tore, tessitura « a pavimento »; individui di quarzo separati da scagliette di sericite e materiale opaco. Dal punto di vista pratico questa roccia presenta una altissima resistenza alla perfo¬ razione ed all’abbattimento con mine. Le trac¬ ce di pirite alterata avrebbero potuto lasciare perplessi per l’eventuale presenza di acque acide in galleria, ma considerando che queste quarziti sono in letti sottili al tetto degli scisti silurici questa perplessità cadde. Per tale motivo fu anche consigliato di non fare affi¬ damento su tale roccia quale materiale da costruzione, perché la galleria avrebbe anche potuto non incontrarla per nulla. Come difatti accadde. c) Porfido quarzifero ( porfiroide ). Le precedentemente ricordate colate di porfido — al cui carattere effusivo si è già dianzi accennato — sono costituite da una roccia che va da un colore grigio chiaro, se — 477 — fresca, fino ad un colore rosso-marrone o ver¬ dastro, se alterata. Già macroscopicamente si notano nella roccia cristalli di quarzo vitreo (di dimensioni variabili da 1 mm fino a quasi 1 cm), alquanto arrotondati e, più di rado, cristalli di feldspato. In taluni campioni si nota un accenno di orientamento, che potrebbe essere scambiato per effetto di dinamo-meta¬ morfismo, mentre si tratta, come l'analisi microscopica conferma, di una struttura fluidale. Quando è alterata la roccia si rompe con facilità secondo sottili fessure, talvolta riem¬ pite da quarzo cristallino vitreo, mentre quan¬ do è fresca è molto tenace. Il vivo odore di terra che la roccia emana, se inumidita, ac¬ cusa l’iniziale argillificazione dei feldspati. Al microscopio (fig. 4) la roccia rivela la sua tipica tessitura porfirica e quindi la sua natura lavica, effusiva. Si notano grossi fenocristalli di quarzo, parzialmente riassor¬ biti, talvolta ad estinzione ondulosa e molto subordinatamente di feldspato (microclino o ortoclasio), per lo più profondamente seri- citizzati. Questi fenocristalli sono immersi in un feltro, costituito per una metà circa da un assieme di microliti di quarzo e feldspati (di dimensioni di frazioni di mm) e da vetro in avanzato stadio di devetrificazione. Fig. 4. — Porfido quarzifero. Microfot. x 60; nicols incrociati. Fenocristallo di quarzo, corroso, immer¬ so in un feltro costituito da microliti e da vetro, parzialmente devetrificato. In alcuni campioni si notano visibili se¬ gni di cataclasizzazione e, nelle sottili fessure della roccia, scagliette di sericite e di clorite; in altri invece è palese l’effetto del dinamo¬ metamorfismo tanto che la roccia macrosco¬ picamente ha il tipico aspetto occhiatino e diventa anche, se alterata, esfoliabile. In ge¬ nere questi « porfiroidi » sono molto più al¬ terati dei campioni non dinamometamorfosati. Dal punto di vista pratico la roccia pre¬ senta alta resistenza alla perforazione ed al¬ l’abbattimento; le pareti dello scavo hanno bisogno di scarsa armatura. Il materiale, quan¬ do non è alterato, è suscettibile di impiego quale inerte per i calcestruzzi. d) Arenaria del Campidano L’arenaria miocenica del Campidano si presenta a grana molto variabile, spesso con numerosi fossili (specialmente Pecten) ben determinabili. Essa è costituita da frammenti di scisti (cloritoscisti o scisti grafitici), granuli più o meno arrotondati di quarzo, scagliette di muscovite; il tutto cementato da calcite criptocristallina. Alla variazione di grana di questa are¬ naria fa riscontro una grande diversità di cementazione, perché la roccia talvolta è ab¬ bastanza coerente, tal'altra poco o nulla; ta¬ lora si presenta di colore giallo scuro, talora di colore verdastro. Per la grande variabilità di coerenza e per l’alto indice di imbibizione, questa roccia non è assolutamente adatta a fornire inerti per calcestruzzo. Natura dei terreni interessati dalla GALLERIA (3) « L’imbocco della galleria nel rio Uvini a quota 208, cioè a circa 8 m dal letto del tor¬ rente in sponda sinistra, è nella formazione silurica quasi al contatto con i porfidi quar¬ ziferi soprastanti. Nel tratto tra il rio Uvini e il rio Corongu Longu la galleria dovrebbe inoltrarsi, sempre tenendo conto di quanto è osservabile nei valloni esistenti a Sud del rilievo di quota 420. nei terreni del Silurico e precisamente negli scisti filladici neri. Non è da escludere che nell’attra versare questi rilievi si incontri qual¬ cuno dei condotti vulcanici che alimentarono le effusioni di porfidi quarziferi. (3) Riporto qui integralmente il paragrafo della mia relazione originale, accennando di poi alle diffe¬ renze riscontrate con lo scavo. — 478 — In tutto il restante percorso della galleria fino alla zona del rio S. Antoni è fuori di dubbio che la galleria interessa soltanto ter¬ reni del Silurico. Nulla posso però precisare in merito all’eventuale presenza di lenti cal¬ caree, le quali, come è detto dianzi, si pre¬ sentano irregolarmente e sporadicamente nella formazione silurica, né può prevedersi alcun¬ ché di preciso sull'eventuale frequenza dei filoni e delle piccole lenti quarzose. Infine, verso lo sbocco sul rio S. Antoni, a Sud di Sisini, si incontrerà per qualche cen¬ tinaio di metri l’arenaria del Campidano ». Fin qui le previsioni di progetto. In effetti, all’atto esecutivo, lo scavo della galleria, a partire da rio Uvini, ha incontrato prevalentemente la formazione scistosa del Silurico. La costituzione petrografica di que¬ ste peraltro si è rilevata in profondità tal¬ volta alquanto diversa di quanto riscontrato all’esterno per la presenza di scisti filladici più o meno grafitici passanti gradualmente a rocce di metamorfismo alquanto più spinto fino a veri paragneiss porfiroidi. Si tratta, in questo ultimo caso, di una roccia a tessitura porfiroblastica, che all’os¬ servazione macroscopica potrebbe anche me¬ ritare il nome di porfiroide, ma che invece si presenta quasi sempre, al microscopio, con una struttura granoblastica con fenoblasti di quarzo e di feldspati, più o meno abbondanti in un feltro di composizione sericitico-clori- tica. I veri porfidi invece sono stati riscontrati in più punti, ma sempre per poche decine di metri, e rappresentano con ogni probabilità i previsti condotti alimentatori delle effusioni, che costituiscono la serra is Fogaias. Altri porfidi, costituenti dicchi o apofisi magma¬ tiche sono stati incontrati tra le progressive 1100 e 2000 circa: si tratta, come ha mostrato l’indagine petrografica al microscopio, di por¬ fidi ipoabissali, poveri o privi affatto di quarzo, con fenocristalli di feldspato, di un chimismo meno acido di quello dei porfidi quarziferi. La formazione delle arenarie mioceniche del Campidano sono state incontrate, a par¬ tire dall’imbocco di valle, per 880 metri. Que¬ ste arenarie hanno presentato inaspettata¬ mente dei passaggi, più o meno graduali ma talvolta anche bruschi, ad un conglomerato semicoerente di grossi elementi arrotondati di quarzo latteo di dimensioni variabili da pochi centimetri fino a 60-70 centimetri; al quarzo, prevalente, si accompagnano ciottoli arrotondati di porfidi e talvolta, ma molto più raramente, frammenti angolosi di scisti. La presenza di queste interstratificazioni con- glomeratiche, assolutamente imprevedibili dal¬ l’osservazione esterna e da quanto era noto dalla scarsa letteratura scientifica sulla zona, ha dato luogo a notevoli difficoltà nell'avan¬ zamento, sia per l’abbondante presenza di acqua, costituente talvolta delle sacche, sia per il fatto di essere semicoerente, con ele¬ menti durissimi rotondi di quarzo inglobati in una massa sabbiosa poco costipata, sia in¬ fine per la durezza degli elementi di quarzo, che opponevano notevole resistenza alla per¬ forazione. Inoltre queste zone conglomeratiche hanno sempre richiesto notevoli armature, specialmente nei primi tempi dopo l'escava- zione finché non si esauriva l’acqua, che veniva appunto drenata dal cunicolo di avanzamento. Oltre l’acqua costituente sacche, per la massima parte esaurite in pochi giorni col conseguente notevole miglioramento delle con¬ dizioni statiche dello scavo, questa formazione ha dato luogo, anche nella parte arenacea, a lievi filtrazioni idriche, che sono risultate ab¬ bastanza cospicue in vicinanza del contatto con la molto meno permeabile formazione silurica. Il contatto, che si è presentato con una inclinazione di circa 45° verso valle, ha tutti i caratteri di una trasgressione: la formazione terziaria presenta difatti orizzonti conglome¬ ratici, con elementi di dimensioni maggiori e con vari frammenti del sottostante scisto. Dopo il contatto sono stati rinvenuti gli scisti del silurico, rappresentati da una successione di filladi verdastre, scisti scuri più o meno grafitici e scisti quarzitici, con le stesse caratteristiche dianzi accennate. °k ie Anche a distanza di quasi venti anni, ho ritenuto non del tutto inutile riassumere gli elementi più interessanti raccolti con lo studio preliminare ed in corso d’opera di questa gal¬ leria, sia per i dati geologici acquisiti sia per il fatto che, segnatamente nel nostro campo, ogni esperienza può fornire utili insegnamenti per il futuro. In particolare mi piace ricor¬ dare che la mia impostazione del problema — 479 — fatta con un sopraluogo di pochi giorni prima dell’inizio dei lavori — si discostava comple¬ tamente dalla relazione geologica fornita alle imprese, per la presentazione delle offerte, dalla stazione appaltante, che prevedeva lo sviluppo della galleria quasi completamente nella formazione porfirica ed imponeva per¬ tanto l'uso del materiale di risulta dello scavo per gli inerti dei calcestruzzi di rivestimento. Napoli, Università, Istituto di Geologia. Lo studio geologico da me effettuato in via preliminare invece insisteva sul fatto che la massima parte della galleria si sarebbe svi¬ luppata nei terreni scistosi del Silurico, aventi caratteristiche tecniche di abbattimento com¬ pletamente diverse dai porfidi e comunque assolutamente non utilizzabili per fornire inerti per calcestruzzi. Il che, come di sopra illustrato, è stato verificato in corso d’opera. • . Prossimalità, dista lità e analisi dei bacini dei flysch : un punto di vista attualistico r) Nota del Prof. FORESE C. WEZEL ((*) **) presentata dai Soci FELICE IPPOLITO e TULLIO PESCATORE (Tornata del 27 giugno 1969) RIASSUNTO Nel Flysch Numidico della Sicilia e della Tunisia si sono riconosciute tre principali facies sedi¬ mentarie. I depositi della Facies 1 consistono in potenti banchi di quarzareniti grossolane spesso a gradazione ripetuta. I sedimenti della Facies 2 (costituenti il maggior volume della formazione) sono rappresentati da arginiti brune più o meno siltose e con intercalati numerosi straterelli sottili di sil- tite. I depositi della Facies 3, equivalenti latero- superiori di quelli della Facies 2, sono costituiti da più spessi strati di arenaria più grossolana e con le strutture interne della sequenza di Bouma. Questo agganciamento laterale delle facies è difficile a spiegarsi con il modello proposto da Bouma, comunemente adottato nell’analisi dei bacini dei flysch. Viene proposta pertanto una nuova interpretazione attualistica secondo la quale i sedimenti della Facies 2 sarebbero stati depositati o meglio ridepositati ad opera di correnti profonde circolanti parallelamente alle isobate regionali. Tali correnti dovevano essere simili alle attuali « conto ur-following geostrophic currents » messe in evidenza da Heezen e i suoi collaboratori. Lo studio delle carote raccolte nella zona del « rialzo continentale » nordatlantico dove le correnti geostrofiche sono più vigorose, ha mostrato una sorprendente analogia sedimentologica fra questi sedimenti e quelli della Facies 2 del Flysch Numidico. Altrettanta affini l à vi è tra le torbiditi della piana abissale (es. Hatteras abyssal plain) e quelle della Facies 3. Dato che le correnti oceaniche profonde sembrano essere attualmente il processo deposizio¬ nale dominante lungo molti margini continentali, si ritiene che una dettagliata analisi dei flysch do¬ vrebbe mettere in evidenza la presenza di depositi analoghi a quelli della Facies 2 che qui si propone di chiamare contorniti (sedimenti depositati da correnti profonde scorrenti parallelamente al contorno batimetrico). È possibile che per alcuni flysch anche la successione laterale delle facies verso le zone distali sia analoga, e cioè: contorniti del rialzo continentale (es. Facies 2) con potenti ammassi lenticolari (es. Facies 1) — > torbiditi del pavimento abissale (es. Facies 3). ABSTRACT In thè Numidian Flysch (Oligocene-early Miocene) and lateral equivalents of Sicily three main sedi- mentary facies were distinguished (Wezel, 1970a). Facies 1 consists of thick coarse grained quart zarenites with « coarse-tail grading », sometimes mul¬ tiple grading (probable grain flow deposits). Facies 2 comprises brown argillite with interbedded numerous thin clean quartzsiltite beds with sharp bases and upper surfaces. Deposit of Facies 3 are typifield by brown-gray pelites with interbedded lithic quartz wacke (10% of matrix) layers that exhibit « typical » turbidite structures (i.e. graded bedding, current ripple and convolute lamination). A lateral downcurrent transition from Facies 2 (with Facies 1 lenticolar sand bodies) to Facies 3 deposits was observed. This pattern is difficult to explan with Bouma (1962, p. 98) model of base cut-out sequences with thè increase of thè distance from thè source. A good agreement there is instead with thè deep ocean currents («contour currents») hypothesis of Heezen and his students. The thin quartzsiltite layers of Facies 2 exhibit thè same sedimentological characteristics (table 1) as thè contour currents deposits (thè «contourites») of thè western North Atlan¬ tic Continental rise (Hollister, 1967). The same concordance is between thè Facies 3 sediments and thè turbidites of thè abyssal plains. Facies 1 graded conglomeratic sandstones probably were deposited by thè spreading out of mass flows of sand on debouching on thè Continental rise from different deep-sea fan walleys and tributaries. The paleocurrents and thè facies variations over thè Numidian Flysch basin strongly suggest a lateral derivation of thè material from thè southern margin by mass movements and turbidity currents, while ocean bottom currents carried thè material of Facies 2 in a longitudinal direction. It is concluded that thè Bouma criteria to distinguisi! proximal and distai tvpes of sediments should be applied only to thè « genuine » turbidites of thè Numidian basin plain (Facies 3 deposits). (*) Lavoro eseguito con il contributo del C.N.R. nel programma di ricerche sulla geologia e sedimen¬ tologia del Flysch Numidico. (**) Istituto di Geologia dell’Università di Catania, Palazzo delle Scienze, 95129 Catania. — 482 — Introduzione. La ricostruzione delle variazioni sedimento¬ logiche laterali entro un bacino di deposizione fliscioide viene di norma effettuata attraverso lo studio delle strutture sedimentarie presen¬ tate soprattutto dagli strati arenacei. In parti¬ colare, il criterio più comunemente adottato è quello proposto da Bouma (1962, p. 49) e basato sul fatto che uno strato arenaceo « completo » è costituito da 5 « intervalli » (o porzioni) denominati rispettivamente dal bas¬ so verso l’alto dello strato: (a) intervallo gra¬ dato; (b) intervallo a laminazione parallela; (c) intervallo a laminazione obliqua e/o lami¬ nazione convoluta; (d) intervallo a laminazione parallela; (e) intervallo pelitico. Secondo questo modello, a partire dal mar¬ gine del bacino verso il centro si avrebbe la deposizione di successioni psammitiche via via mancanti degli intervalli inferiori (« base cut-out sequences »). In altre parole, gli strati psammitici diventano distalmente (verso il largo): (1) più sottili, (2) a granulometria più fine e (3) più frequentemente provvisti di ab¬ bondante laminazione parallela e obliqua. Tale modello è stato quantificato da Walker (1967) che ha messo in evidenza una approssi¬ mativamente esponenziale decrescita dello spessore degli strati e un parallelo aumento della laminazione in funzione della distanza. L’autore ha proposto uno schema (1967, p. 33, fig. 5) nel quale lo spessore medio degli strati (in ordinata) è messo in funzione di un para¬ metro che misura la percentuale di prossima- lità (ABC index) calcolata sulla base delle strutture intrastratali. Questi criteri sono basati sull’assunzione più o meno esplicita che le arenarie dei flysch siano state deposte esclusivamente da correnti di torbida e sull’opinione dogmaticamente ac¬ cettata che la sequenza di Bouma sia diagno¬ stica di uno strato depositato da una corrente di torbida (ossia di una torbidite). Un dettagliato studio sedimentologico del¬ l’agganciamento laterale delle facies sedimen¬ tarie del Flysch Numidico ha portato chi scri¬ ve a proporre un altro tipo di modello sedi¬ mentologico (tav. I). Una analoga distribuzio¬ ne delle caratteristiche sedimentologiche è sta¬ ta osservata nei sedimenti attuali del « Conti¬ nental rise » (rialzo continentale) (Q atlantico al largo degli Stati Uniti. Entrambi gli studi sembrano indicare l’impossibilità di applicare come criterio di prossimalità il modello di Bouma del troncamento basale della sequenza tipo con l'aumento della distanza dall'area di origine. Ricostruzione delle variazioni sedimentolq- GICHE NEL BACINO DEL FLYSCH NUMIDICO. Le intense deformazioni tettoniche rendono difficile la ricostruzione deH'originario aggan¬ ciamento laterale delle litofacies nel bacino di sedimentazione del Flysch Numidico (Oligoce¬ ne-Miocene inferiore; cfr. Wezel, 1970a). Mal¬ grado ciò, è stato possibile riconoscere tre principali tipi di sedimenti formalmente de¬ nominati Facies 1, Facies 2 e Facies 3. Secondo la ricostruzione paleogeografica proposta i se¬ dimenti numidici (Flysch Numidico ed equiva¬ lenti laterali) costituivano un enorme prisma sedimentario al piede della scarpata continen¬ tale africana (formata per faglia?). Lo spessore di questa immensa lente fliscioide si aggirava sui 2-3 km (Facies 1 e Facies 2) nelle zone prossime alla scarpata e sui 0,7-0, 8 km (Fa¬ cies 3) nella parte più distante. La larghezza di questo prisma sedimentario doveva superare i 50 km, mentre la lunghezza parallelamente alle isobate era sui 2000 km. I sedimenti della Facies 1 sono costituiti da ammassi quarzarenitici più o meno lenticolari intercalati entro le alternanze siltitico-argillose della Facies 2. Le quarzareniti sono in potenti banchi massicci (fino a 12-15 m di spessore) ciascuno dei quali è costituito dalla saldatura di più passate, alcune delle quali conglomera- tiche e lenticolari (spesso riempimenti di ca¬ nali). Le arenarie a « passate » sono inoltre caratterizzate per la: (1) presenza di una gra- U) Il Continental rise è quella regione del fondo marino situata fra la scarpata continentale e la uianura abissale. Essa è al largo degli Stati Uniti (Atlantico) compresa generalmente fra i 2000 e i 5000 m di profondità e può estendersi fino ad un massimo di 1000 km attraverso il fondo oceanico. Il rise è costituito da un enorme accumulo sedi¬ mentario il cui spessore massimo può arrivare fino a 10 km. Tentativamente si propone di tradurre il termine Continental rise con « rialzo continentale » 483 — dazione del tipo « coarse-tail grading » (inte¬ ressante solo i granuli grossolani); (2) assen¬ za di strutture sedimentarie di tipo trattivo (laminazione parallela e obliqua); (3) abbon¬ danza di strutture indicanti intensa erosione; (4) scarsezza di impronte di fondo. Secondo chi scrive (Wezel, 1970a) e secondo anche il parere di Middleton (1970, comunicazione epi¬ stolare) si tratta probabilmente di un non an¬ cora descritto tipo di deposito della famiglia dei « grain flow deposits » (v. ad es. Stauffer, 1967). Questo tipo si differenzia dai depositi di Stauffer per la presenza di una gradazione, a volte ripetuta e anche inversa (Wezel, 1967). Il trasporto del materiale quarzoso doveva av¬ venire sul fondo dei canyons ad opera di co¬ late ad alta concentrazione sabbiosa che depo¬ sitavano il loro carico allo sbocco degli stessi. I depositi della Facies 2 costituiscono il maggior volume del Flysch Numidico (fìg. 1). Si tratta di alternanze tipicamente fliscioidi di sottili strati quarzosiltitici e più spessi inter¬ valli di argilliti più o meno siltose di colore grigio o bruno. Le siltiti sembrano in molti casi apparentemente omogenee, ma talora è possi¬ bile osservare la presenza di una laminazione parallela e obliqua (fìg. 1 c). Alla base delle sil¬ titi sono presenti vaghe lineazioni, appena deli¬ neati grooves ed altre piccole impronte di tra¬ scinamento; queste strutture substratali sem¬ brano indicare uno scorrimento della corrente in senso assiale, ossia aH’incirca verso SE. Nell’insieme tutte le caratteristiche sedimento¬ logiche sono molto simili a quelle delle « con- tourites » (v. oltre e tab. 1) descritte da Hol- lister (1967) in Atlantico. Questa frazione siltosa potrebbe essere stata ritrasportata e ridistribuita anche per lunghe distanze ad opera di correnti oceaniche di fondo scorrenti parallelamente alle isobate re¬ gionali (cf. Wezel, 1970a, p. 262). Una velocità dell’ordine dei 15-20 cm/sec sembra sufficiente per il trasporto dei granuli siltitici (cf. Sumd- borg, 1956, fìg. 13). Tale ipotesi potrebbe spie¬ gare l’uniformità sedimentologica laterale (per 2000 km!) dell’enorme accumulo pelitico-silti- tico della Facies 2. Le correnti fluenti paralle¬ lamente alle isobate e nel senso impartito dal- (2) A causa cioè della rotazione terrestre, ogni fluido in movimento tende ad essere deviato verso destra nell’emisfero settentrionale e verso sinistra in quello meridionale. l’effetto di Coriolis (2) avrebbero in un certo senso « omogeneizzato » i depositi. I sedimenti della Facies 3 infine, costitui¬ scono secondo la mia interpretazione (Wezel, 1970a e 1970b) un accumulo più distale depo¬ sto da correnti di torbida oltrepassanti (« by- passing ») i più prossimali depositi della Fa¬ cies 2. Rispetto a quelli della Facies 2 gli strati arenacei sono caratterizzati da: (1) una granu¬ lometria maggiore (sabbia medio-fine); (2) una maggior quantità di matrice (più del 10%); (3) una minore maturità composizionale (quar- zareniti litiche); (4) uno spessore maggiore (di norma fra 10 e 50 cm) e (5) dall’avere le strutture interne ritenute tipiche delle torbi- diti (sequenze di Bouma). Le paleocorrenti indicano un trasporto se¬ dimentario verso quadranti orientali. Si ritiene che questi strati rappresentino torbiditi depo¬ ste nella piatta zona batimetricamente assiale del bacino numidico (tav. 1). Variazioni sedimentoi.ogiche osservate nel MARGINE CONTINENTALE NORDATLANTICO. II Continental rise atlantico al largo degli Stati Uniti è determinato da un enorme (spes¬ so fino a 10 km) prisma sedimentario (Heezen et al., 1966) che si assottiglia nella adiacente piana abissale. La larghezza di questa immensa lente può arrivare a 600 km e la lunghezza pa¬ rallelamente alle isobate è di parecchie mi¬ gliaia di chilometri. La sua superficie è irrego¬ lare per la presenza di numerosi canali e valli profonde (« fan-valleys »). Secondo Hollister (1967) i sedimenti del Continental rise sono in grande prevalenza co¬ stituiti da lutiti siltose di colore grigio o bruno entro le quali sono intercalati numerosi straterelli sottili di silt quarzoso di spessore di norma inferiore ai 10 cm. Essi mostrano spesso una laminazione parallela e anche obli¬ qua e sono inoltre relativamente sprovvisti di matrice interstiziale (meno del 10%). L’analisi di numerose fotografie orientate del fondo marino, degli ecogrammi e delle carote effettuata da Heezen e i suoi allievi (Heezen et al., 1966; Hollister, 1967; Schnei- der et al., 1967) ha dimostrato in modo con¬ vincente che questi sedimenti sono stati tra¬ sportati e depositati da correnti oceaniche di — 484 — Fig. 1. — Alternanze siltitico-argillitiche della Facies 2 affioranti nelle Madonie (Sicilia centro-settentrio¬ nale). Si ritiene che questi sedimenti siano stati deposti da correnti oceaniche profonde scorrenti parallelamente alle isobate regionali. A: Fitta alternanza di sottili strati quarzosiltitici e più potenti intervalli pelitici. In ogni metro di colonna si possono osservare circa 20 strati siltitici intercalati. Zona tra i paesi di Castelbuono e Pollina B: Particolare che mette in evidenza il carattere netto di entrambe le superhci di stratificazione dei sottili strati siltitici. Si osservano circa 25 strati intercalati entro ogni metro di colonna. Zona di Geraci Siculo. C: Particolare che mostra una fitta laminazione interna sia del tipo parallelo che obliquo. Zona di Castelbuono. Alcune delle carote dello zoccolo con¬ tinentale nordatlantico mostrano una analoga lami¬ nazione con alternanza di lamine chiare e di lamine scure. Queste ultime sono dovute a concentrazioni di minerali pesanti. — 485 — fondo (« geostrophic contour-following bottoni currents »). Esse scorrono verso Sud paralle¬ lamente alle isobate regionali con una velocità variabile fra 2 e 20 cm/sec e sono particolar¬ mente vigorose a profondità comprese fra i 3500 e i 500 metri (tav. II). I materiali siltitici del rise sarebbero stati trasportati per distan¬ ze fino a 1500 km. Hqllister (1967) chiama questi depositi « contourites » (ossia « contour current depo- sits », traducibile forse con « contorniti ») per differenziarli dalle torbiditi. Dopo una detta¬ gliata analisi ritiene che «... many if not all of thè primary structures generally listed as characteristic of turbidites are also characte- ristic features of contourites ». Le carote della piana abissale invece risul¬ tano costituite da lutiti brune in alternanza con unità gradate e laminate considerate delle « tipiche » torbiditi. Le sabbie sono conside¬ revolmente più grossolane e più « sporche » e in strati più spessi rispetto alle contorniti del rise. Le correnti di torbida, una volta rag¬ giunta la piana abissale dopo un bypassing attraverso i canali del rise, avrebbero deposi¬ tato prima i componenti più grossolani e poi via via quelli più fini nelle regioni più distali. Il Flysch numidico e i sedimenti del rialzo CONTINENTALE NORDATLANTICO. Come si è visto, vi è una stretta analogia fra i tipi di sedimenti attuali osservati lungo il margine continentale al largo degli Stati Uniti e le litofacies sedimentarie osservate nel Flysch Numidico. Una sorprendente corrispondenza sedimen¬ tologica esiste fra le « contorniti » del Conti¬ nental rise e i sedimenti della Facies 2. Lo stesso può dirsi per le torbiditi della piana abissale e i depositi della Facies 3. Le caratteristiche dei depositi grossolani della Facies 1 possono venire confrontate con quelle dei sedimenti altrettanto grossolani rin¬ venuti nelle valli sottomarine che solcano il Continental rise e che rappresentano in genere il prolungamento verso il largo dei canyons della scarpata continentale (« fan-valleys »). Al Lamont Geological Observatory chi scrive ha avuto modo di studiare alcune carote raccolte fra i 2000 e i 3500 m (« upper Continental ri¬ se ») nelle valli che prolungano il Canyon Hudson (es. carota A156-12) ed il Canyon Hy- drographer (es. carota A164-62). Esse sono ca¬ ratterizzate da strati massicci di forte spessore (2,3-5 m), talora multipli (amalgamati) e co¬ stituiti da sabbie e ghiaie « pulite » con ele¬ menti dal diametro di 2-3 cm. In breve, queste e altre considerazioni pre¬ cedentemente esposte (Wezel, 1970a e 1970b) hanno portato lo scrivente a ritenere che l’ac¬ cumulo numidico dovesse rappresentare un originario rialzo continentale, successivamente in parte distrutto e deformato durante l’oroge- nesi tortoniana. La ricostruzione paleogegografica proposta mette in evidenza che il riempimento del ba¬ cino numidico doveva avvenire ad opera di diversi meccanismi di trasporto e cioè: 1) mo¬ vimenti gravitativi di massa (slumping, « grain fio ws » e « mud flows deposits ») dal margine meridionale (= sedimenti della Facies 1); 2) correnti oceaniche di fondo scorrenti all’in- circa verso SE e capaci di un trasporto per lunghe distanze ( = depositi della Facies 2); 3) correnti di torbida dapprima scorrenti tra¬ sversalmente rispetto al margine continentale e poi riorientate secondo l’asse della piana abissale ( = sedimenti della Facies 3). La di¬ spersione delle paleocorrenti osservata in que¬ ste torbiditi potrebbe forse essere spiegata con il « meandrare » delle correnti di torbida sulla superficie piana abissale. Se si accettasse il modello di Bouma (1962) quantificato da Walker (1967), si arriverebbe alla contraddizione che le torbiditi della piana abissale ( = Facies 3) dovrebbero essere più prossimali delle « contorniti » del Continental rise ( = Facies 2). Questo paradosso deriva dalla tendenza dei sedimentologi a considerare solo le correnti di torbida come meccanismo di riempimento dei bacini dei flysch. Lo stu¬ dio dei sedimenti attuali ha mostrato invece l’esistenza di una profonda circolazione ocea¬ nica a larga scala e la sua importanza geolo¬ gica. Conseguenze paleogeografiche. Questo tipo di interpretazione « attualisti- ca », basata cioè sui processi attuali, ha delle notevoli implicazioni paleogeografiche. TABELLA X ON fi *-« T3 x 3 cu fi co .2 a o fi * X ^ Cd o Cd e o 'So o o ^ ci cd o3 & ^ Sh CU a O .2 cd -2 73 Q « *h c/5 _ E 03 2 o a cu TD ° .2 5 e 0) e 3 E o CJ CU e 3 E o CJ C/3 o cu e a 0) x> E cd Ih +H Eh W e CU C/3 CU Ih 3h C /) O Sh &0 cu . e rE ^ co o P2 Sh o cu m C cu cu -a -g U Cd CU HP Sh O 03 'M 33 bit N cd Tj fi fi cu X u cd CJ W) 0) X cu Sh o (U ex C/D CU fi .2 N cd CJ Cfi "ed Sh o efi Sh CU ex fi co cu CJ cd fi cu Sh cd •h cd 2 § ■P o w o . pH CJ jd 2 ’aS Sh cd a cu e o cd 3 .Sf 3 o cu 3 _o N 3 3 O > 3 O CJ — 487 — Se infatti il Flysch Numidico rappresentava un rialzo continentale oligo-miocenico si ha co¬ me conseguenza che per la prima volta viene identificato e ubicato un margine continentale nel passato geologico. Inoltre per la costruzio¬ ne e « omogeneizzazione » di questo immenso prisma sedimentario è necessario ammettere una larga circolazione di tipo oceanico e non così ristretta come l’attuale mediterranea. È evidente che per avere una circolazione di questo tipo la geografia dell’Oligocene e Mio¬ cene inferiore doveva essere diversa dall’attua¬ le e doveva esistere una larga connessione e co¬ municazione fra Atlantico e Paleomediterra¬ neo. I miei studi sedimentologici conferme¬ rebbero dunque le ricostruzioni di Le Pichon (1968) sulla posizione dei continenti all'inizio del Terziario (al tempo dell’anomalia 31: fig. 9) e in corrispondenza del Tortoniano (al tempo dell’anomalia 5: fig. 7). Le ricerche alla luce di quella che vorremmo qui denominare geologia attualistica portano dunque un importante contributo alla tetto¬ nica globale col delineare le zolle litosferiche del passato e ricostruirne i movimenti relativi. Considerazioni conclusive. Lo studio sedimentologico di un flysch de¬ posto durante l’Oligocene-Miocene inferiore lungo il margine continentale stabile africano (il Flysch Numidico), ha messo in evidenza l’impossibilità di applicare i criteri di prossi- malità e distalità nel senso di Bouma (1962, p. 98-99). Se si prescinde dalle arenarie mas¬ sicce della Facies 1 (legate alla rete di canali profondi del rise), nel Flysch Numidico si è osservata una transizione laterale da unità a sottili strati siltitici laminati nelle regioni prossimali (Facies 2), verso unità con banchi arenacei gradati nelle regioni distali (Facies 3). Questo quadro è del tutto simile, salvo le dimensioni, a quello indipendentemente pro¬ spettato da Heezen e i suoi collaboratori per i sedimenti del rialzo continentale nordatlanti¬ co. Esso si basa sulla rivoluzionaria scoperta dell’indubbia esistenza di correnti oceaniche molto profonde dotate di velocità sufficiente per il trasporto anche della sabbia fine. Queste « contour currents » hanno pertanto un pro¬ fondo effetto sulla sedimentazione marina profonda contemporanea. Anche nel Flysch Numidico la sedimenta¬ zione della Facies 2 sembra potersi più facil¬ mente spiegare con una vigorosa circolazione oceanica che con l’ipotesi delle correnti di torbida. Alla luce di questa nuova ipotesi appare molto importante chiarire i caratteri diagno¬ stici all'affioramento dei depositi di queste correnti oceaniche profonde: le « contourites » (in ital. « contorniti »). Dalla Tab. 1 si può rilevare che questi sedimenti possono essere definiti come: « arenarie fini o siltiti mature, senza o con poca matrice interstiziale, in strati sottili delimitati da superfici nette e interessati da laminazione parallela e obliqua ». Esse si distinguono dalle torbiditi per essere più fini, più « pulite », composizionalmente più mature e in strati più sottili con superficie superiore ben decisa. Ringraziamenti. Desidero ringraziare viva¬ mente Bruce C. Heezen, Paul J. Fox, H. David Needham e soprattutto l’amico William B. F. Ryan, tutti del Lamont Geological Observatory, e Charles D. Hollister del Woods Hole Ocea- nographic Institution per le stimolanti discus¬ sioni durante il mio recente soggiorno di stu¬ dio (1970) presso il Lamont Geological Obser¬ vatory. Tale soggiorno è stato possibile grazie ad una borsa NATO conferitami dal C.N.R. che qui si ringrazia. Ringrazio inoltre gli amici Tullio Pescatore e Paolo Scandone dell’Isti¬ tuto geologico di Napoli per la lettura critica del manoscritto. Questa nota vuole essere un tributo di stima per il Prof. Francesco Scar¬ sella. BIBLIOGRAFIA Bouma A. H. - 1962 - Sedimentology of some flysch deposits. Elsevier, Amsterdam, pp. 168. Heezen B. Hollister C. D., Ruddiman W. F. - 1966 - Shaping of thè Continental rise by deep geostrophic contour currents. Science, 152 (3721), 502-508. Hollister C. D. - 1967 - Sediment distribution and deep circulation in thè western North Atlantic. Ph. D. 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C. - 1967 - Lineamenti sedimentologici del Flysch Numidico della Sicilia nord-orientale. Mem. Ist. Geol. Min. Univ. Padova, 26, 3-29. Wezel F. C. - 1968 - Osservazioni sui sedimenti del- V Oligocene-Miocene inferiore della Tunisia setten¬ trionale. Mem. Soc. Geol. Italiana, 7, 417439. Wezel F. C. - 1970a - Geologia del Flysch Numidico della Sicilia nord-orientale. Mem. Soc. Geol. Italia¬ na, 9 (2), 225-280. Wezel F. C. - 1970b - Numidian Flysch'. an Oligoce¬ ne - early Miocene Continental rise deposit off thè Afr icari Fiat forni. Nature, 228 (5268) 275-276. TAVOLA I Diagramma schematico che mostra il Flysch Numidico ed equivalente late¬ rale, interpretati rispettivamente come originari sedimenti di zoccolo continentale e di pianura abissale. La freccia indica il successivo accavallamento tettonico dei depositi della zona distale (Facies 3) su quelli della zona prossimale (Fa¬ cies 1 + Facies 2). Nelle figure sottostanti sono molto schematicamente rappresentate le varia¬ zioni laterali regionali di alcuni caratteri sedimentologici attraverso il bacino numidico. A parte le strutture sedimentarie interne e le direzioni delle paleo¬ correnti che riguardano la Facies di piattaforma in Tunisia (Wezel, 1968), per le restanti osservazioni ci si è riferiti alle osservazioni effettuate in Sicilia, nei Nebrodi e nelle Madonie. Da notare che i depositi della Facies 2 sono rappresen¬ tati da sottili strati omogenei o laminati sia parallelamente che obliquamente, mentre i sedimenti della Facies 3 sono costituiti da strati più potenti mostranti le sequenze di Bouma (1962). Con l'aumento della distanza questi strati mancano via via dei termini basali (Ta-e, Tb-e e Tc-e). I banchi arenacei della Facies 1 oltre ad essere di forte spessore presentano comunemente alTinterno una gra¬ dazione ripetuta e ciottoli argillosi. STRUTTURE SEDIMENTARIE INTERNE E DIREZIONI DELLE PALEOCORRENTI SPESSORE MEDIO GRANULOMETRIA MEDI, (cmj A (mm) Mem. Soc. Natur. in Napoli Wezel F. C. - Prossimalità, distalità e analisi dei bacini dei flysck, ecc. - Tav. I FACIES DI PIATTAFORMA FACIES DI SCARPATA FACIES DI BACINO LU CL O _J (/) FACIES 1 + FACIES 2 FACIES 3 CONTINENTAL SHELF CONTINENTAL RISE UPPER | LOWER ABYSSAL PLAIN v - 2 - 5 - t ZONA PROSSIMALE ZONA DISTALE TAVOLA II Il margine continentale orientale del Nordamerica e la attuale circolazione oceanica profonda (da Needham et al., 1969, ridisegnato e leggermente modificato). Notare che le correnti geostrofiche di fondo (indicate con le frecce) hanno un andamento parallelo alle isobate regionali dello zoccolo continentale e che esse sono attive tra i 3000 e i 5000 m di profondità. Si ritiene che un analogo tipo di circolazione profonda fosse presente in tempi pre-langhiani (prima di 15 milioni di anni fa) lungo il margine continentale set¬ tentrionale del cratone africano. Secondo questa interpretazione tali correnti profonde dovevano esercitare una importante azione sulla sedimentazione numi- dica trasportando e depositando i sedimenti a grana fine della Facies 2. Mem. Soc. Natur. in Napoli Wezel F. C. - Prossimalità, distalità e analisi dai bacini dei flysch, ecc. - Tav. II 80 70 Osservazioni geomorfologiche sull’alta valle del Sabato presso Serino (prov. Avellino) () Nota del socio LUDOVICO BRANCACCIO (Tornata del 27 giugno 1969) RIASSUNTO Si descrivono i terrazzi e le alluvioni dell’alta valle del Sabato; la presenza di intercalazioni ti tufo grigio campano, l’assenza di discontinuità nel deposito nonché di prodotti di gelifrazione più recenti fa pensare che i conglomerati dell’alta valle del Sabato siano di età Wurmiana. Nell’ambito dei suddetti conglomerati sono stati distinti tre tipi, che tuttavia differiscono soltanto per le modalità della deposizione. È stata disegnata inoltre una carta dell’energia del rilievo della zona interessata al presente studio: si sono distinte diverse classi di pendenza connesse con la litologia. Nei calcari, ad esempio, si sono rinvenute costantemente pendenze superiori ai 27 gradi. In un caso, tuttavia, sempre nel mas¬ siccio carbonatico, le pendenze sono notevolmente inferiori. Si tratta di una antica superfìcie morfo¬ logica carsificata; essa si presenta chiaramente dislocata da faglie su cui sono impostati dei «versanti di Richter ». Questi ultimi, che rappresentano una forma di erosione periglaciale, permettono di attri¬ buire le faglie stesse alla fase tettonica dell’inizio del Quaternario. La superfìcie morfologica carsifi¬ cata è perciò più antica, quindi pliocenica (villafranchiana?). SUMMARY The terraces and alluvial terrains of thè upper Sabato valley are described; thè presence of thè grey Campanian tuff interbedding, thè lack of discontinuity in thè sediment as well as in thè most recent products of frosting, give rise to thè thought that thè conglomerates of thè upper Sabato valley are of thè wiirmian age. These conglomerates have been divided into three types, which differ one from thè other only in thè way they have been deposited. Besides this, a relief energy map of thè zone under study has been made; various types of slopes related to thè lithology have been distinguished. For example, slopes of more than 27 degrees have constantly been found in thè limestone. However, in one case, stili in thè carbonate massif, thè slopes are notably less [than 27°]. This is an old morphological karst surface, dislocated by faults on which « Richter’s slopes » have developed. The latter, which represent a form of periglacial erosion, allow thè conclusion, that thè faults belong to thè tettonic phase of thè early Quaternary; to be made. The morphological karst surface is therefore older, and thus is of thè Pliocene age, (villafranchian?). Premessa. In una nota sulla morfologia costiera nella Penisola Sorrentina è stata segnalata la pre¬ senza, peraltro assai diffusa, di coltri di brecce di pendio sui versanti calcarei e dolomitici; in considerazione dei rapporti di giacitura con i terrazzi marini quaternari, è stato possibile ascrivere questi accumuli detritici al Wiirm 3°. Formazioni analoghe, e coeve, sono state rinvenute e segnalate nel Cilento (Brancaccio- Sinno, 1970), e lungo la costa tirrenica della Calabria (Brancaccio-Vallario, 1969). L’interesse di queste formazioni detritiche tardo-pleistoceniche, poco o nulla fluitate, è del tutto particolare; esse infatti possono dar (*) conto dell'attività degli agenti geomorfogene- tici nel corso dell’ultima glaciazione alle no¬ stre latitudini. È appunto nel quadro di tale ricerca che si inserisce il presente studio sui terrazzi e sulle formazioni detritiche dell’alta valle del fiume Sabato. 2. Studi precedenti. Lo studio dei terrazzi dell’alta valle del Sa¬ bato non è stato mai affrontato, per quanto mi risulta, da precedenti Autori; del problema si sono occupati marginalmente soltanto F. Sacco e, più recentemente, M. Civita. (*) Lavoro eseguito con il contributo del C.N.R. — 490 — F. Sacco, (1943), in uno studio idrogeologico sulla piana di Serino riporta i risultati di trivellazioni per ricerche d’acqua eseguite nella zona; la successione dei terreni plei¬ stocenici riscontrata è la seguente, a partire dall’alto verso il basso: — ghiaie e sabbie di origine fluviale, di probabile età olocenica; per uno spessore di 25-30 metri; — argille e sabbie, di probabile origine lacustre, come indicato da molluschi presenti in questo livello; spessore di circa 20 metri; Fig. 1. — La posizione geografica dell’alta valle del fiume Sabato. — ghiaie e sabbie di origine fluviale, per uno spessore di 20 metri circa; — marne ed argille di età terziaria, che costituiscono la base della serie. Come si vede Sacco considera le alluvioni che chiudono verso l’alto la serie, e che cor¬ rispondono a quelle che affiorano ampiamente nell’alta valle del fiume Sabato, di età olo¬ cenica; inoltre l’A. ritiene che esse si siano deposte ad estinzione avvenuta del lago plei¬ stocenico di Serino formatosi a monte della stretta Cesinali-Atripalda. Quest’ultima consi¬ derazione, si vedrà, è pienamente confermata dalle condizioni di giacitura delle alluvioni affioranti a monte. M. Civita (1969) ritiene che le alluvioni dell’alta valle del Sabato siano piuttosto im¬ portanti dal punto di vista idrogeologico, e le considera come depositi fluviali o torrentizi di età pleistocenica; nota inoltre che i con¬ glomerati presentano in alcuni livelli una matrice piroclastica, e, talvolta, argillosa. Le precedenti notizie di carattere geomor¬ fologico si arrestano qui; restano aperti, come si vede, i problemi della datazione dei ter¬ razzi (e quindi delle alluvioni), e della loro origine nel quadro degli eventi morfogenetici succedutisi nel Pleistocene. 2. I TERRAZZI ALLUVIONALI DELL'ALTA VALLE DEL Sabato. Tra l’abitato di S. Biagio di Serino e le sorgenti del Sabato compare nella valle una serie di terrazzi alluvionali ad altezza varia¬ bile sull'attuale talweg del Sabato, ma che, comunque, si aggira sui 35 metri. Le superfici sono particolarmente evidenti nelle località Mura della Civita, Piano di Cerasole, Maggese e Matrunolo. Esse, limitate a monte ed a valle da decise rotture di pendio, presentano una pendenza media compresa tra 3°30’ e 14°, come è facile rilevare dalla allegata carta dell’ener¬ gia del rilievo; fa però eccezione il terrazzo di Mura della Civita, la cui superficie ha un assetto assai vicino all’orizzontale. Ora, è interessante notare che i terrazzi ri¬ sultano costantemente inclinati verso l’asse vallivo: vengono così ad identificarsi una serie di grandi conoidi di deiezione reincise, de¬ poste dai numerosi corsi d'acqua affluenti di destra e di sinistra del Sabato, conoidi che talvolta sono anastomizzate tra loro fino a formare u nampio glacis pedemontano. Come è noto questo carattere viene rite¬ nuto importante in quanto esso permette di discernere i terrazzi formatisi in conseguenza di fasi climatiche diverse da quelli costituitisi in relazione ad oscillazioni del livello di base (Tricart, 1947). Questi ultimi infatti, indi¬ pendentemente dal tipo di movimento che li ha determinati (sia esso glacio-eustatico del mare o isostatico del continente), presentano la superficie debolmente inclinata da monte verso valle, e risultano perciò costituiti pre¬ valentemente da apporti longitudinali. Questa situazione è d'altronde perfettamente logica se si pensa che, quando si verifica un solle¬ vamento del livello di base, l'attenuazione della pendenza del talweg principale si verifica inizialmente alla foce, provocando la depo¬ sizione degli apporti solidi, e migra lenta¬ mente verso monte. In queste condizioni lo accumulo dei materiali avviene prevalente¬ mente ad opera della corrente principale, perenne, e in via subordinata dei corsi laterali, di solito effimeri. Per quanto la problematica dei terrazzi eli- — 491 — matici sia notevolmente più complessa, la successione degli eventi che possono portare alla loro formazione può sintetizzarsi in que¬ sto modo: Ora nei terrazzi dell’alta valle del Sabato si ritrovano perfettamente le caratteristiche delle forme di accumulo di tipo climatico; come sarà in seguito precisato vi sono altri Fig. 2. — I terrazzi alluvionati del fondovalle del Sabato. Località Mura della Civita. a) durante un periodo di clima umido, caratterizzato da intensa piovosità, entrano in funzione anche quei corsi d’acqua tributari che hanno ordine di gerarchizzazione più bas¬ so, e che presentano l’effìmero regime dei torrenti mediterranei. Queste correnti laterali, in virtù delle condizioni di pendenza degli alvei, hanno di solito elevato trasporto solido; nello sbocco in valle aperta, col rapido de¬ crescere della pendenza, i materiali vengono deposti. È evidente che in tali condizioni la superfìcie delle forme di accumulo risulterà inclinata verso il centro della valle principale. h ) Se a questo episodio unico succede una fase climatica secca, i talweg affluenti entrano in magra (spesso assoluta) e la cor¬ rente principale, poco carica di materiali, prende ad erodere sino a lasciare, a destra ed a sinistra dell'alveo, le superfìci terrazzate. Questa successione, del resto, è stata messa già in evidenza con precisione e chiarezza, da Trevisan (1947). elementi che collimano perfettamente con l’in¬ terpretazione che ne è data. Di sicuro comunque i terrazzi in esame non hanno alcuna connessione con le oscillazioni glacio-eustatiche del mare durante il Quater¬ nario; infatti i rapporti di altezza tra terra e mare non sono stati mai tanto a lungo stabili da permettere la migrazione dell’onda di ero¬ sione regressiva fino all’alta valle del Sabato attraverso parte delle valli del Volturno e del Calore, di cui il Sabato stesso è affluente. 3. Le alluvioni terrazzate. Nelle incisioni naturali che solcano i ter¬ razzi sono ben esposti i depositi conglomera¬ tici, che si rinvengono a partire dalla con¬ fluenza nel Sabato del torrente Matrunolo verso monte. I rapporti di livello tra le allu¬ vioni terrazzate e la piana di Serino fanno escludere che le alluvioni stesse siano in 492 Il conoide di deiezione reinciso del torrente Matrunolo. — 493 — qualche modo in relazione con l’antico bacino lacustre pleistocenico di cui parla Sacco; del resto l’A. stesso attribuisce, come è specifi¬ cato in 2., una origine fluviale ai conglomerati che chiudono la serie quaternaria della piana di Serino, escludendo che essi possano essersi deposti in ambiente lacustre. Del resto, nella zona di Mura della Civita, uno scavo artificiale praticato allo scopo di estrarre i materiali alluvionali, ha messo a nudo il substrato cal- careo-dolomitico, senza alcuna interposizione di depositi lacustri o di strutture sedimenta¬ rie che richiamino un ambiente lacustre; in tal modo è anche da escludere che le alluvioni terrazzate dell’alta valle del Sabato si siano accumulate in conseguenza di uno sbarramen¬ to di tipo alluvionale all’atezza della conoide del torrente Matrunolo, che tuttavia topogra¬ ficamente sarebbe possibile. In base alle caratteristiche sedimentologiche delle alluvioni che si rinvengono in alta valle del Sabato si possono distinguere almeno tre tipi diversi di depositi detritici, che però so¬ vente sfumano lateralmente l’uno nell’altro. 3.1. Le brecce di pendio. — Lungo la strada provinciale che congiunge l’abitato di S. Bia¬ gio di Serino con i piani carsici di Verteglia, strada di recente costruzione, si osservano, in tagli artificiali, conglomerati stratoidi con la caratteristica disposizione, concordante con il versante, delle brecce di pendio. Vi sono tuttavia degli elementi che li di¬ sgiungono da queste ultime. Ad esempio, tra i clasti esiste, anche se in piccole proporzioni, una matrice calcarea e piroclastica di tipo sab¬ bioso che di solito è assente nelle brecce di pendio s.s. Ancora, per quanto i clasti non siano molto smussati, essi non possono peral¬ tro definirsi a spigoli vivi; infine, non certo a caso, lo spessore massimo di questi depo¬ siti è osservabile in corrispondenza delle pic¬ cole, ma numerose incisioni lineari che la strada, con i suoi tornanti, attraversa più volte. Queste caratteristiche portano a considerare le brecce non esclusivamente come depositi di pendio, ossia messi in posto dalla gravità, ma piuttosto come una forma di transizione a vere e proprie conoidi di deiezione. È certo però che la produzione del materiale detritico è avvenuta ad opera del gelo quaternario; la sua particolare abbondanza è perfettamente giustificabile se si pensa alle condizioni geo¬ grafiche e topografiche dei rilievi. Le cime cir¬ costanti infatti si trovano ad una altezza sul livello del mare non certo lontana da quello che doveva essere il limite delle nevi persi¬ stenti durante la glaciazione wurmiana, e, comunque, sicuramente nella fascia interessa¬ ta dai fenomeni di gelifrazione giunti, come è noto (Brancaccio, 1968), fino al livello del mare. I prodotti della degradazione sono stati ripresi dai corsi d’acqua di versante che li hanno parzialmente smussati, ed in certi casi (in corrispondenza delle più importanti inci¬ sioni) deposti in grandi conoidi di deiezione; le brecce di gelifrazione sfumano infatti verso il basso in alluvioni che hanno caratteristiche sedimentologiche notevolmente diverse. 3.2. Le alluvioni delle conoidi torrentizie. — Le conoidi torrentizie sono ben rappresentate in tutta l'alta valle del Sabato; le più evidenti si rinvengono in destra orografica del fiume, ove esse hanno una pendenza sempre mag¬ giore, in ragione, probabilmente, della dimen¬ sione dei clasti. Tra le più evidenti vi è quella del torrente Matrunolo; le ottime sezioni na¬ turali che costituiscono le pareti della forra in essa scavata permettono di osservare per¬ fettamente i caratteri delle alluvioni. Anche in questo caso la matrice non è abbondante; verso l’alto essa è costituita prevalentemente da materiale piroclastico. I clasti, tutti di rocce carbonatiche, sono ben smussati, in spe¬ cial modo quelli di dimensioni maggiori. Come è logico aspettarsi, le grandi conoidi si tro¬ vano allo sbocco delle incisioni di dimensioni maggiori, che si svolgono nella serie carbona- tica; i conglomerati fanno passaggio laterale alle brecce di pendio, con cui tuttavia la loro superficie non è raccordata, a causa della note¬ vole pendenza di queste ultime. 3.3. I conglomerati di Mura della Civita. — I terrazzi di Mura della Civita, Piano di Ce¬ resole, ecc., si aprono in conglomerati dalle caratteristiche sedimentologiche notevolmente diverse da quelle dei tipi precedentemente descritti. In questo caso la matrice è sempre ben rappresentata: le dimensioni granulome¬ triche sono quelle delle sabbie, la costituzione carbonatica. Gli elementi, su cui è stato mi¬ surato l’indice di appiattimento variabile tra 2,1 (in basso) fino a 1,8 (in alto), si presentano piuttosto smussati, in special modo nella parte alta del deposito. Le caratteristiche sedimen- — 494 — tologiche testé descritte indicano che, con ogni probabilità, la deposizione è avvenuta in pe¬ riodi di grandi piene del corso d’acqua, forse addirittura con il meccanismo del trasporto in massa, tenuto conto del fatto che la ma¬ trice è piuttosto abbondante: naturalmente l’angolo con cui sono stati deposti i materiali, perfide del deposito è visibile un livello di tufo grigio, rimaneggiato, accumulato in pic¬ cole paleoincisioni. Al di sopra la serie è chiusa da conglomerati di caratteristiche fran¬ camente diverse, privi di matrice e ben arro¬ tondati, assai simili a quelli costituenti le conoidi di deiezione; segue infine materiale Fig. 4. — La serie alluvionale, di età probabilmjnte wiirmiana, di Mura della Civita. assai vicino a 0°, conferma questa ipotesi. Nella serie detritica, che è ben esposta in cave di brecciolino lungo la strada, presso le Mura della Civita, sono anche visibili alcuni allineamenti di clasti isodimensionali che con¬ feriscono un aspetto stratoide al deposito: essi però sono poco frequenti (in tutto quattro o cinque nei venti metri di potenza del de¬ posito). Inoltre nella serie sono facilmente visibili tre livelli piroclastici, di colore mar¬ rone, argillificati; essi hanno uno spessore molto limitato, che difficilmente supera i dieci centimetri. Infine, a circa 5 metri dalla su- piroclastico e terreno vegetale. La serie di Mura della Civita sfuma in senso orizzontale in quella della conoide di Matrunolo, con cui anzi la superficie è perfettamente correiabile, nonché nelle brecce di pendio. Una serie di elementi permette di attri¬ buire i tre tipi di depositi detritici alla gla¬ ciazione wiirmiana; essi sono i seguenti: a) La presenza di intercalazioni pirocla¬ stiche. Come è stato detto precedentemente, nella serie si rinvengono alcuni livelli piro¬ clastici ascrivibili al tipo dei tufi grigi cam- 495 — pani, di cui nella parte alta si rinviene un livello di circa 40 centimetri, chiaramente rimaneggiato. I tufi grigi, stando ai dati finora disponibili, sono di età wiirmiana. b) L’assenza di superfici di discontinuità. È scontato che le forme di accumulo dell’alta valle del Sabato sono caratteristiche del siste¬ ma morfogenetico periglaciale; esse si sono formate perciò, di certo, durante una delle glaciazioni quaternarie. Esse potrebbero es¬ sere, ad esempio, rissiane nella loro parte inferiore, e wiirmiane nella parte superiore; nel qual caso nel deposito dovrebbero osser¬ varsi delle discontinuità al passaggio: ad esempio delle paleoincisioni, generatesi du¬ rante l’interglaciale Riss-Wurm, durante cui le condizioni climatiche hanno favorito lo svi¬ lupparsi della erosione lineare, come è stato messo in evidenza nel paragrafo 1. Nè si vede come i conglomerati potrebbero essere, ad esempio, tutti rissiani: si dovrebbero aver tracce, al disopra di essi, di prodotti della disgregazione crioclastica wiirmiana, che è stata molto efficace. Queste tracce mancano assolutamente. c) L’assenza di crioturb azioni. — La na¬ tura dei sedimenti, caratterizzati da una certa variazione di dimensioni granulometriche in senso verticale, e quindi di porosità, favorisce la formazione di crioturbazioni, quando le condizioni climatiche lo permettano. Se gli accumuli detritici della valle del Sabato ap¬ partenessero ad una glaciazione pre- wiirmiana, essi sarebbero stati sottoposti alla azione del gelo wiirmiano: se ne dovrebbe trovare il segno nelle crioturbazioni, che invece man¬ cano, in tutto l’ambito della serie. Sulla base di queste considerazioni si può concludere che, con ogni probabilità, le al¬ luvioni in esame sono di età wiirmiana. La loro reincisione va attribuita quindi alla fine del glaciale, quando, lentamente, al sistema morfogenetico periglaciale si è andato sosti¬ tuendo quello attuale. Come si è visto precedentemente, alle di¬ verse origini, dei tre tipi di conglomerati, cor¬ rispondono diverse pendenze superficiali. Mano a mano che l'importanza dell’acqua come agente di trasporto aumenta, diminuisce l'angolo di accumulo dei materiali; le pendenze massime si hanno naturalmente, quando la messa in posto è opera esclusiva della gravità. Si è pensato perciò di disegnare una carta della energia del rilievo, in cui potesse essere rappresentata la pendenza del suolo, e quin¬ di, indirettamente, la distribuzione dei diversi tipi di materiali detritici affioranti sul fondo valle. 4. La carta dell’energia del rilievo. Partendo dalla base topografica della carta in scala 1:25000 dell’Istituto Geografico Mi¬ litare, si è disegnata una carta dell’energia del rilievo, in cui è possibile leggere diretta- mente le pendenze del suolo. È sorta la ne¬ cessità di creare delle classi di pendenza, comprese tra 0° e 90°; il criterio con cui esse sono state scelte è quello delle classi di pen¬ denza naturale, che, data la costituzione lito¬ logica della zona, sono ben caratteristiche, come si può notare dalla distribuzione, molto omogenea, delle classi stesse. 4.1. Le pendenze comprese fra 21° e 90°. — Si rinvengono tutt' intorno alla valle del Sabato, ed indicano, con estrema fedeltà, l’area di distribuzione delle rocce carbonati- che; i versanti, molto acclivi, sono assai spesso impostati su importanti linee di faglia, tal¬ volta anche abbastanza recenti, come si vedrà in seguito. L’unica zona in cui i calcari hanno una pendenza molto ridotta (3°30’-18°) è quella che compare a destra nella carta dell’energia del rilievo: si tratta di una antica superficie morfologica ampiamente carsificata (Campo- laspierto, che si collega con i piani di Verte- glia). La giacitura degli strati non lascia dub¬ bi: non si tratta di una superficie strutturale, bensì morfologica. È anche ben evidente che essa non è il frutto di un modellamento at¬ tuale: sul suo margine sud-occidentale, pro¬ spiciente la valle del Sabato, è possibile osservare in maniera molto netta degli antichi campi carsici troncati da una faglia (ripe della Falconara). Non vi è dubbio: ci troviamo di fronte ad un carso pre-tettonico. Resta tutta¬ via aperto un grosso problema: l’età del plateau carsico; un problema tutt’altro che marginale, dato che le antiche superfici mor¬ fologiche del tipo appena descritto sono molto frequenti in Appennino meridionale; basti pensare al massiccio del Matese, ai Picentini, ecc. L'assenza di sedimenti marini recenti sul massiccio e nelle zone circostanti l'unità mon- — 496 — tuosa costringe a ricorrere, per questo ten¬ tativo di datazione, a metodi morfologici. Si è osservato che il versante di destra orografica dell’alta valle del Sabato presenta in certi luoghi le pendenze e l’assetto carat¬ teristico del « versante di Richter »; esso potrebbe essere utile per avere indicazioni sulla età dell’altipiano carsico del Terminio. 4.1.1. I « versanti di Richter ». — L'aspetto del « versante di Richter » è ben noto; si starsi soltanto su pendìi che hanno inizial¬ mente una china vicina alla verticale: diver¬ samente infatti l’evacuazione dei detriti ad opera della gravità non potrebbe avvenire. Quando i versanti di Richter sono impostati su piani di faglia, bisogna pensare che al debutto dell’attività morfogenetica periglaciale, cioè all’inizio del Quaternario, i piani di faglia stessi dovevano avere un assetto pressocchè verticale: le faglie, dunque, dovevano essere di età recente, e pressocchè integre dall’azione Fig. 5. — Il versante sud-occidentale del massiccio del Terminio. Esso presenta le caratteristiche di un « versante di Richter » ripreso dall’erosione lineare. tratta di un pendio privo di incisioni lineari, caratterizzato da una pendenza costante ag- girantesi intorno ai 35°. Il versante è di solito sormontato da una cornice pressocchè verti¬ cale, che rappresenta la zona di distacco dei materiali, che, nella loro caduta, operano una sorta di livellamento del tratto di versante sottostante (si parla infatti di « versanti di livellamento per frane », De Vaumas, 1964). Ciò che interessa è che questi tipi di versanti sono caratteristici dei sistemi morfogenetici periglaciali: la loro notevole frequenza nello Appennino carbonatico meridionale fa pensare che gli agenti morfogenetici attivi durante le glaciazioni quaternarie hanno lasciato una impronta nel modellamento del paesaggio at¬ tuale assai superiore a quanto si pensasse. È anche evidente che, proprio a causa del mec¬ canismo di formazione, essi possono impo- erosiva molto efficace dei climi pliocenici. La presenza quindi di un «versante di Richter» impostato su di una linea di faglia costituisce un buon indizio che la faglia stessa sia attri¬ buibile alla fase tettonica che ha caratteriz¬ zato l'inizio del Quaternario (« fini-villafran- chiana » di Demangeot, 1965, « calabriana » di Busquet e Gueremy, 1969). Si stanno condu¬ cendo studi sul massiccio del Matese su questa falsariga per poter distinguere la neotettonica, e per definire l’età e le caratteristiche di una duplice morfologia carsica molto ben visibile sul terreno. Sulla base delle argomentazioni appena svol¬ te, avendo riconosciuto la presenza di un « versante di Richter » impostato su di un piano di faglia in destra orografica dell’alta valle del Sabato (vedi foto), si può arguire che la faglia appartenga alla fase tettonica — 497 — calabriana; ora, poiché tale faglia ha troncato i piani carsici preesistenti della superficie morfologica di Verteglia, si deve ritenere che tale superficie sia anteriore, ossia pliocenica (villafranchiana?). È chiaro che anche il clima attuale ha la¬ sciato la sua impronta sul versante in que- del rilievo, questa classe di pendenza è pre¬ sente al passaggio tra la serie carbonatica e le alluvioni di fondo valle, caratterizzate da una pendenza inferiore. Essa corrisponde, abba¬ stanza bene, alla distribuzione delle brecce di pendio parzialmente fluitate. Sui fondo-valle inoltre rappresenta le pareti dei solchi di ero- Fig. 6. — Schema illustrativo dei rapporti tra superfìcie paleocarsica, «versanti di Richter » e brecce di pendio wiirmiane sul versante sud-occidentale del Terminio. stione: esso si presenta infatti chiaramente inciso da piccoli solchi torrentizi. Per concludere, si può dire che mentre ci si aspetterebbe di trovare, alla base del « versante di Richter », i prodotti della degra¬ dazione fisica delle glaciazioni quaternarie, si rinvengono invece soltanto i detriti wur- miani. È chiaro che i materiali più antichi devono essere stati evacuati dai corsi d’acqua della valle, come, del resto, sta avvenendo per i depositi wurmiani, che si presentano sempre profondamente reincisi. 4.2. Le pendenze comprese tra 21 0 e 14° . — Come si può osservare dalla carta dell’energia sione aprentisi nei conglomerati: pareti che, a causa di frequenti frane, assumono un as¬ setto non eccessivamente acclive. 4.3. Le pendenze comprese tra 14° e 3°30’. — Come è stato messo in evidenza precedente- mente, l’aumento di importanza dell’acqua come mezzo di trasporto comporta una di¬ minuzione dell’angolo di scarpata dei mate¬ riali deposti; quando la pendenza scende al di sotto di 14°, nella valle del Sabato ci tro¬ viamo di fronte a vere e proprie conoidi di deiezione, in cui la gravità ha chiaramente un ruolo secondario. La scala della carta, piut- — 498 — tosto ridotta, non ha permesso di distinguere una ulteriore classe di pendenza: nel qual caso si sarebbe notato come le conoidi di deiezione provenienti dagli affluenti di sini¬ stra del Sabato hanno una pendenza notevol¬ mente minore, probabilmente anche in ragio¬ ne di una minore taglia dei materiali deposti, oltreché della più costante alimentazione dei corsi d’acqua. 4.4. Le pendenze comprese fra 3°30’ e 0°. — Esse si rinvengono al centro del bacino, e si aprono nei conglomerati del terzo tipo; pro¬ prio in relazione alle modalità della messa in posto essi presentano infatti una penden¬ za superficiale molto limitata. La caoticità dei materiali infatti lascia pensare a una sorta di successive colate fangose giunte al centro del bacino nei periodi di maggiore piovosità. BIBLIOGRAFIA Brancaccio L. - 1968 - Genesi e caratteri delle forme costiere nella Penisola Sorrentina. Boll. Soc. dei Natur. ir, Napoli, 77, pp. 247-274, 14 figg., Na¬ poli, 1969. Brancaccio L. e Sinno R. - 1969 - Contributo alla conoscenza delle sabbie rosse pleistoceniche della costa del Cilento. Boll. Soc. dei Natur. in Napoli 78, pp. 401-422, 10 tavv., 7 figg., Napoli, 1970. Brancaccio L. e Vallario A. - 1968 - Osservazioni geo- morfologiche nel tratto di costa compreso tra le foci dei fiumi Noce-Castrocucco e Lao (Cosenza). Boll. 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Vaumas E. - 1964 - Sur la morphogenès des versants cryogeniques de nivellament par éboulis (« ver¬ sants de Richter »). C. R. Acad., 258, pp. 2131-2134, Paris, 1964. TAVOLA I La carta dell’energia del rilievo dell’alta valle del Sabato. Per il commento riferirsi al testo (par. 4). Mem. Soc, Brancaccio L. - Osservazioni geomorfologiche sull’alta valle del Sabato, ecc. - Tav. I 2° 30 00 Mem. Soc. Natur. in Napoli Brancaccio L. - Osservazioni geomorfologiche sull'alta valle del Sabato, ecc. - Tav. I pendenze superiori a 27°. pendenze comprese tra 14° e 27°. pendenze comprese tra 3°3o- e 14°. pendenze inferiori a 3°30’. INDICE DEL LA PARTE SECONDA Pescatore T., Sgrosso I., Torre M. — Lineamenti di tettonica e sedimentazione nel Miocene deH’Appennino campano-lucano .............. pag. 337 De Stasio L. M. — Su di alcune microfaune rinvenute nel flysch galestrino della Lucania (Se¬ rie calcareo-silico-marnosa ) ...» 409 De Cunzo T., Tavernier A. — Indagine palmologica nelle argille di Cutrofiano (Lecce) . . » 421 Di Nocera S. — Primo contributo alla conoscenza del nannoplancton calcareo del Giurassico superiore del Gargano ...... ........... 427 Oliveri Del Castillo A., Quagliariello M. T. — Sulla genesi del bradisismo flegreo (nota preli¬ minare) ......... ........... 433 Ietto à. — Assetto strutturale e ricostruzione paleo geografica del Matese Occidentale (Appen¬ nino Meridionale )....... ........... 441 Ippolito F. — Sulla geologia della galleria rio Uvini - rio S. Antoni per rimpianto del medio Flumendosa (Sardegna) ..... ........... 473 Wezel F. C. — Prossimalità, distalità e analisi dei bacini dei flysch: un punto di vista attua- listico ......... ........... 481 Brancaccio L. — Osservazioni geomorfologiche sull’alta valle del Sabato presso Scrino (prov. Avellino) ......... ........... 489 Finito di stampare nello Stabilimento Tipografico « G. Genovese » Pallonetto S. Chiara, 22 - Napoli il 10 gennaio 1972