Materiali e metodi di studio

4.2.1. Descrizione delle sezioni calabresi

In questo studio sono stati presi in considerazione sette affioramenti campionati nei tre domini geografici dell‘Arco Calabro-Peloritano. Due sono localizzati nel settore delle Serre e sono appartenenti alla Formazione di Stilo-Capo d‘Orlando (Valle dello Stilaro destra e Stilo-Stignano) e altri due appartengono alla Formazione delle Arenarie a Clypeaster (Valle dello Stilaro sinistra e Prachi). Nel settore dell‘Aspromonte è situato un affioramento appartenente alle Argille Varicolori (Bovalino) e uno appartenente alla Formazione di Stilo-Capo d‘Orlando (Madonna del Carmine). Nel settore della Sila è stato campionato un affioramento a Caloveto discordante sull‘Unità della Sila e appartenente alla Formazione delle Arenarie a Clypeaster. Si riporta di seguito uno schema geologico dell‘Arco Calabro-Peloritano (modificato da Moratti & Chalouan, 2006) indicante la posizione degli affioramenti studiati.

Figura 4.2. Posizione delle sezioni campionate all‘interno dell‘Arco Calabro -Peloritano (schema geologico tratto e modificato da Moratti & Chalouan, 2006): CLV=Caloveto; VDS dx=Valle dello Stilaro destra; VDS sx=Valle dello Stilaro sinistra; SCO=Stilo-Stignano; PRA=Prachi; BOV=Bovalino; MDC=Madonna del Carmine.

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4.2.1.1. Formazione di Stilo-Capo d‘Orlando

La Formazione di Stilo-Capo d‘Orlando (SCOFm) è una sequenza sedimentaria che affiora estesamente lungo la costa Ionica della Calabria meridionale per 150 km, dal Comune di Stilo all‘area di Reggio Calabria fino ai Monti Peloritani in Sicilia per 2000 km2 di larghezza. In particolar modo è ben rappresentata nella zona dell‘Aspromonte (settore meridionale dell‘Arco Calabro-Peloritano), in cui affiorano l‘Unità di Longi-Taormina e l‘Unità di Stilo.

La F.ne di Stilo-Capo d‘Orlando è costituita essenzialmente da conglomerati, arenarie e depositi argillosi (mudrock ), la cui sedimentazione si interrompe durante il Langhiano, a seguito del ricoprimento tettonico da parte di una coltre di argille variegate (―Argille Varicolori‖, Unità Antisicilidi), di dubbia provenienza (Bonardi et al., 2002) ed interpretate come probabile retroscorrimento del Bacino Sicilide (Ogniben, 1960; 1969; 1973). Secondo Heymes et al. (2008), la deposizione di SCOFm potrebbe essere contemporanea al primo step dell‘apertura del bacino algerino.

Cavazza & DeCelles (1993), hanno riconosciuto all‘interno della SCOFm tre principali corpi sedimentari:

1. Lutiti e marmi, interpretati come rappresentanti della sedimentazione emipelagica del bacino; 2. Estesi corpi di conglomerati con strutture deposizionali, interpretate come debris flow legati a

paleo-canyons marini;

3. Torbiditi sabbiose finemente stratificate associate a strati più spessi di arenarie.

Questo tipo di sedimentazione è stato interpretato da Bonardi et al. (2002) come il risultato dell‘erosione di importanti rilievi a seguito dell‘impilamento delle unità tettoniche in tutto l‘Arco Calabro- Peloritano.

Dominici & Sonnino (2009) affermano che la SCOFm è stata erroneamente interpretata come una sequenza di depositi marini profondi (sistemi torbiditici, canyon sottomarini, muddy slope, complessi di canale e di lobo, etc), ma di fatto la sequenza mostra solo depositi di ambi ente continentale, transizionale e di piattaforma. Nelle valli di Assi e di Stilaro, la SCOFm consiste principalmente di depositi di conoide alluvionale (conglomerati), con paludi locali (lignite), e depositi di transizione (arenaria). Vicino ai comuni di Prisdarello e Gioiosa Ionica, la sequenza di SCOFm inizia con conglomerati rossi, sviluppandosi in depositi fluviali e deltizi e in arenarie di piattaforma. Tra i comuni di Agnana Calabra, Canolo e Antonimina, la sequenza deposizionale è costituita di depo siti continentali (conoide alluvionale, fiume, paludi con spessi strati lignitici), depositi di spiaggia e di acque poco profonde (mare epicontinentale). Nelle aree di San Luca e Pietra Cappa, affiorano depositi di conoide alluvionale, conglomerati fluviali e arenarie deltizie. In prossimità di Bova, Pentidattilo e Montebello Ionico le spesse conoidi alluvionali conglomeratiche mostrano una transizione molto rapida verso depositi marini poco profondi (arenarie e scisti), evidenziando una tettonica sinsedimentaria. In Sicilia, nei pressi di Randazzo, la sequenza di SCOFm mostra depositi di palude, di spiaggia e di piattaforma (Dominici & Sonnino, 2009).

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La Fm. di Stilo-Capo d‘Orlando presenta alcune importanti caratteristiche (Dominici & Sonnino, 2009):

1. mostra sempre un‘unità inferiore (continentale e di transizione) e un‘unità superiore (superficiale marina);

2. l‘unità inferiore presenta uno spessore molto variabile (da 5 a 600 m);

3. vi è una transizione tra la facies continentale e quella marina, localmente, molto brusca (50 cm), ma sono presenti anche facies di transizione (delta);

4. i depositi marini profondi (ad esempio, i depositi di slope o di ventaglio delle conoidi) sono del tutto assenti;

5. localmente, tra la SCOFm e il basamento cristallino vi sono sott ili formazioni sedimentarie (Formazioni di Palizzi e di Pignolo).

In base al contenuto faunistico ritrovato nelle calcareniti della SCOFm, gli autori propongono differenti età:

Oligocene inferiore (Weltje, 1992);

Oligocene superiore (Cavazza et al., 1997; Courme & Mascle, 1988; Meulenkamp et al., 1986; Patterson et al., 1995);

Rupeliano superiore e Burdigaliano inferiore (Heymes et al., 2008); Aquitaniano superiore (Bonardi et al., 1980);

Burdigaliano medio-superiore (Bonardi et al., 2002).

In particolare, secondo Bonardi et al. (1980), il bacino di sedimentazione della Fm. di Stilo- Capo d‘Orlando si individua a partire dall‘Aquitaniano su un settore già deformato costituito da una pila di unità alpine a probabile vergenza africana.

Secondo Bonardi et al. (2002), insieme ai taxa presenti a partire dall‘Aquitaniano (Discoaster

druggii, Helicosphaera carteri, Helicosphaera mediterranea, Triquetrorhabdulus cf. milowii), tutte le

sezioni presentano taxa indicanti un‘età non più vecchia del Burdigaliano. Secondo Young (1999), gli strati basali della formazione nell‘area di Stilo sono caratterizzati dalla presenza di Helicosphaera

scissura e Sphenolithus calyculus (biozona NN3 della zonazione a nannoplancton). Nelle aree di

Monte Scifa e del fiume Antonimina è stata riscontrata la presenza di Discoaster aulak os,

Helicosphaera scissura e Sphenolithus belemnos (biozona NN3 della zonazione a nannoplancton).

Infine, a Capo d‘Orlando in Sicilia, la presenza nei livelli basali, di Calcidiscus cf. leptoporus,

Discoaster stellulus, Discoaster cf. variabilis e Sphenolithus heteromorphus, ha permesso di attribuire

quest‘area al Burdigaliano superiore (biozona a nannoplancton NN4). In tutte le sezioni della Fm. di Stilo-Capo d‘Orlando sono stati spesso riscontrati anche taxa del Cretaceo e del Palaeogene rielaborati.

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4.2.1.1.1. Sezione di Valle dello Stilaro destra, Stilo (VDS dx)

La sezione in affioramento è situata a destra della Valle del fiume Stilaro nel settore meridionale della Calabria all‘interno del Massiccio delle Serre (Unità di Stilo) lungo la Strada Provinciale Stilo-Camini. Si tratta della parte inferiore della Formazione di Stilo-Capo d‘Orlando. L‘affioramento (Fig. 4.3) è costituito da marna grigia, che mostra uno spessore stratigrafico di appena due metri, da cui sono stati prelevati tre campioni indicati con la sigla VDS DX.

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4.2.1.1.2. Sezione di Stilo-Stignano (SCO)

La sezione Stilo-Stignano affiora nel settore meridionale della Calabria all‘interno del Massiccio delle Serre (Unità di Stilo). Si tratta di un livello marnoso di colore grigio situato all‘interno della parte intermedio-alta della Fm. di Stilo-Capo d‘Orlando costituita da un‘alternanza di marne sabbiose, silt e arenarie medio-fini.

Nell‘affioramento campionato (Fig. 4.4), situato tra le città di Stilo e Stignano, sono stati prelevati 11 campioni e contrassegnati con la sigla SCO seguita da numerazione da 1 a 11.

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4.2.1.1.3. Sezione di Madonna del Carmine, Palizzi (MDC)

La sezione di Madonna del Carmine affiora nel settore dell‘Aspromonte sulla Strada Provinciale che unisce il comune di Palizzi alla località Il Carmine (S.P. Palizzi Marina -Palizzi Superiore). Si tratta della parte stratigraficamente più alta della Fm. di Stilo-Capo d‘Orlando. Dall‘affioramento (Fig. 4.5), costituito da argilla per uno spessore stratigrafico di circa 1,50 metri, sono stati prelevati tre campioni indicati con la sigla MDC. Lungo la strada si osservano le facies grossolane soprastanti contenenti un‘intercalazione pelitico-sabbiosa spessa circa 2 metri.

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4.2.1.2. Argille Varicolori

La Formazione di Stilo-Capo d‘Orlando è sovrastata, in modo conforme, da un mélange caotico costituito da una matrice pelitica fortemente foliata, contenente microfossili cenomaniani (Cavazza et al., 1997).

Il mélange, definito come ―Argille Varicolori‖ (termine proposto da Amodio-Morelli, 1976), affiora nella Calabria meridionale e nella Sicilia orientale.

Le Argille Varicolori (AAVV) sono costituite da sedimenti caotici, principalmente argille scagliose inglobanti blocchi di quarzoareniti (Flysch Numidico) e calcari con dimensioni da cm a km, originariamente deposti su un substrato oceanico. Le età delle litologie che compongono le AAVV variano dal Cretaceo al Miocene inferiore, mentre la messa in posto è datata Langhiano. Talora le AAVV poggiano direttamente sul basamento dell‘unità dell‘Aspromonte.

Le Argille Varicolori nella Sicilia orientale sono comprese tra la sottostante successione terrigena dell‘Aquitaniano-Burdigaliano (Fm. di Stilo-Capo d‘Orlando) e i sovrastanti depositi misti del Langhiano (Calcareniti di Floresta). L‘età della messa in posto delle Argille Varicolori è pertanto definita dalle età delle formazioni sottostante e sovrastante ed è grossomodo riferibile al Langhiano pro-parte.

L‘aspetto più controverso dell‘Unità delle Argille Varicolori è la natura del suo meccanismo di messa in posto, considerato da molti autori di tipo tettonico, come recentemente ribadito dal Lentini et al. (2000).

L‘intervallo di tempo rappresentato da questa complessa unità, comprende l‘Aptiano-Albiano (Cretaceo inferiore), registrato nelle argille multicolori, il Cenomaniano (Cretaceo medio), l‘Eocene e il Burdigaliano (Miocene inferiore).

In precedenza le Argille Variegate furono descritte con differenti denominazioni: ―Argille rosse e grigio-azzurre‖, ―Argilloscisti variegati con banchi di quarzite e di calc are‖ (Quitzow, 1935), ―Flysch eocenico‖ (Principi, 1940), ―Terreni caotici‖ e ―Formazione di Monte Sant‘Arcangelo‖ (Selli, 1962), ―Argille Scagliose‖ (Pata, 1955; Burton, 1971; Campisi, 1977), ―Unità Straface‖ (Ghezzi & Bayliss, 1964), ―Diaspri‖, ―Alternanza marnoso-calcareo-arenacea di Rotondella‖, ―Alternanza argilloso- arenacea di Colle Mazzarella‖, ―Terreni caotici‖, ―Formazione calcareo-marnoso-arenacea‖, ―Argille varicolori Galestrine‖ (Cotecchia & Valentini, 1966). Lazzari & Lentini (1980; 1991) e Lentini (1979) adottarono l‘originaria tripartizione di Ogniben (1969), utilizzando però denominazioni parzialmente differenti (dal basso verso l‘alto: ―Membro delle argille rosse e verdi‖, ―Membro di Monte Sant‘Arcangelo‖ e ―Membro delle argille marnose‖). Recentemente, Lentini et al. (2000) hanno definito la stessa unità ―Argille Scagliose Antisicilidi‖ e interpretato il contatto con la sottostante Fm. di Stilo- Capo d‘Orlando come tettonico.

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4.2.1.2.1. Affioramento di Bovalino (BOV)

Sulla strada che unisce i comuni di Bovalino e di Platì (S.P. 2) nella Calabria meridionale (Aspromonte) è situato un affioramento facente parte dell‘Unità delle Argille Varicolori (AAVV). Dall‘affioramento, costituito da argille di colore rossastro, sono stati prelevati due campioni spot indicati con la sigla BOV.

L‘intervallo rappresentato potrebbe andare dall‘Albiano al Cenomaniano (Cretaceo), mentre la messa in posto è datata al Langhiano (e. g., Ogniben, 1969; Cavazza et al., 1997; Lentini et al., 2000).

Essendo questo studio focalizzato sul Miocene, si accennerà successivamente solo alle implicazioni cronostratigrafiche del contenuto palinologico riscontrato in questa unità.

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4.2.1.3. Formazione delle Arenarie a Clypeaster

Dal Miocene superiore (Tortoniano) il complesso cristallino-metamorfico subsideva e veniva ricoperto da depositi marini tortoniani riferiti ad una successione sedimentaria corrispondente ad un ciclo trasgressivo completo (Nicotera, 1959; Barbera & Tavernier, 1990a, b; Papazzoni & Sirotti, 1999; Neri et al., 2005). I processi tettonici legati al sollevamento della catena sono riferibili a fasi post - alpine: la fase del Miocene superiore e la fase medio-pliocenica. Più recenti fasi compressive sono state attribuite all‘attività tettonica pleistocenica (Ghisetti, 1979; Meulenkamp et al., 1986; van Dijk & Okkes, 1991). I depositi neogenici consistono in sedimenti silicoclastici-carbonatici che poggiano in discordanza sul basamento cristallino delle varie unità calabresi, dall‘Unità di Longobucco all‘Unità di Stilo, sui depositi della Formazione di Stilo-Capo d‘Orlando e infine sulle sovrastanti Argille Varicolori.

L‘inizio del ciclo è indicato, in affioramento, da sedimenti argillosi, lignitiferi e siltosi contenenti associazioni oligotipiche a molluschi ricche di individui. Verso l‘alto, la successione prosegue con termini sabbiosi di ambiente marino riccamente fossiliferi (soprattutto di echinodermi riferibili al genere

Clypeaster); negli stessi depositi è segnalata la presenza di resti di vertebrati (Carone, 1996; Ferretti

et al., 2003). Seguono, con contatto stratigrafico netto, marne ed argilliti sottilmente stratificate, emipelagiche, di un ambiente marino più profondo in cui abbondano foraminiferi planctonici; queste passano verso l‘alto a marne tripolacee all‘interno delle quali è individuato il passaggio Tortoniano- Messiniano.

La successione è chiusa al tetto dalla Fm. del Calcare di base, una sottile calcarenite frequentemente silicizzata, non fossilifera, che precede i depositi evaporitici della ―Crisi di Salinità Messiniana‖. Lungo la successione sono state individuate variazioni laterali di facies (Neri et al., 2005).

Per quanto riguarda la cronologia, la formazione arenacea basale era stata riferita al Tortoniano da Cortese (1895), al Miocene medio da Ogniben (1955; 1962) e da Roda (1964; 1965) e al Langhiano da Selli (1957) e da Cotecchia (1963). Il soprastante complesso argilloso-marnoso fu attribuito al Tortoniano da Cortese (1895), da Fucini (1896), da Selli (1957; 1962) con alcuni livelli basali riferiti al Langhiano superiore ed infine al Tortoniano da Ogniben (1955; 1962) e da Roda (1964; 1965).

Precedentemente la Fm. delle Arenarie a Clypeaster veniva indicata come ―Fm. arenaceo- conglomeratica di San Nicola‖ (Ogniben, 1955; Roda, 1964) e ―Fm. delle molasse quarzose a

Clypeaster, Lithotamnium, Ostrea‖ (Selli, 1957).

Nella figura successiva vi è lo schema stratigrafico generale dei depositi neogenici nell‘area di Monte Poro (Calabria centro-meridionale).

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Figura 4.7. Schema stratigrafico dei depositi neogenici situati nell‘area di Monte Poro (Calabria centro meridionale) (figura tratta da Rao et al., 2007).

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4.2.1.3.1. Sezione di Caloveto (CLV), Valle del Trionto

La sezione di Caloveto affiora nella Calabria settentrionale nella valle del fiume Trionto tra i comuni di Cropalati e Caloveto lungo la Strada Statale 531. Si tratta di una copertura marnosa discordante che trasgredisce su tutta l‘Unità della Sila. Lo spessore complessivo dell‘affioramento di Caloveto è di soli 1,50 metri di marne siltose da cui sono stati prelevati tre campioni indicati con la sigla CLV.

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4.2.1.3.2. Sezione di Prachi, Palizzi (PRA)

La sezione di Prachi affiora nel settore meridionale della Calabria all‘interno del Massiccio delle Serre vicino al comune di Mammola (S.P. 5). Nell‘affioramento, costituito da marna grigia con spessore di circa 1,50 metri, sono stati prelevati quattro campioni indicati con la sigla PRA.