Le unità sedimentarie pliocenico-quaternarie affio-ranti nella M.V.T. sono raggruppate in due principali
“domini stratigrafici” (Fig. 21): 1) il primo, che va dal Piacenziano alla parte basale del Pleistocene inferiore (da circa 3,5-3,3 a 1,5-1,4 Ma), è caratterizzato dalla preponderanza di depositi di ambiente marino su quelli di ambiente di transizione e continentale; 2) il secondo, dall’Emiliano all’Attuale, è caratterizzato da fasi di sedimentazione in ambiente esclusivamente continenta-le, alternate a fasi di erosione e/o bypass sedimentario, e concomitanti all’attività magmatica dei Distretti Vulcanici Vulsino, Cimino-Vicano e Sabatino.
Il primo dominio è posto in relazione alla subsidenza tettonica, attiva alla scala del bacino e connessa alla fase estensionale post-collisionale che interessò la regione tosco-umbro-laziale nel Neogene-Quaternario (Patacca et al., 1990; Martini & Sagri, 1993; Cavinato et al., 1994; Cavinato & De Celles, 1999). Il secondo dominio è invece legato alla fase di sollevamento regionale, tut-tora in atto, che interessa il margine occidentale della catena appenninica dal tardo Pleistocene inferiore e che è probabilmente dovuta all’upwelling del mantello al di sopra della placca adriatica in subduzione (Cavinato &
De Celles, 1999; D’Agostino et al., 2001). I trend tetto-nici di subsidenza e di sollevamento agenti a scala regionale hanno quindi esercitato un determinante con-trollo a lungo termine (>1 Ma) sulle fasi di sedimenta-zione, bypass ed erosione all’interno del bacino della M.V.T.
Fase tettonico-sedimentaria dominata dalla subsidenza
Ciclicità sedimentaria e tettonica
Relativamente al primo dominio stratigrafico la subsi-denza tettonica, assieme all’eustatismo, è stato il fattore principale nel creare spazio di accomodamento per il suc-cessivo accumulo sedimentario. Quest’ultimo è
rappre-Tabella 1 - Rango delle unità sedimentarie pliocenico-quaternarie nella M.V.T. Le unità per le quali si propone la formalizzazione sono sottolineate. – Rank of the Pliocene-Quaternary sedimentary units of the M.V.T. The units the formalization of which is here proposed are underlined.
Fig. 21 - Fattori di controllo sulla sedimentazione pliocenico-quaternaria nella M.V.T. Dati da: (a) Cande & Kent, 1992; (b) Cita, 1975; (c) Colalongo & Sartoni, 1979; (d) Shackleton et al., 1990. – Control of different nature on Pliocene-Quaternary sedimentation in the M.V.T. Data after: (a) Cande & Kent, 1992; (b) Cita, 1975; (c) Colalongo & Sartoni, 1979; (d) Shackleton et al., 1990.
sentato da due grandi cicli sedimentari marino-continen-tali. Il primo ciclo è formato dalla Unità di Tenaglie-Fosso San Martino, il secondo dalle Formazioni del Chiani-Tevere e di Poggio Mirteto, eteropiche tra loro, e dalla sovrastante Formazione di Giove in Teverina.
Il primo ciclo sedimentario è compreso alla base e al tetto dalle superfici di inconformità a carattere regionale I e II, ha una durata di oltre 1 Ma (tra 3,5-3,3 e 2,3 Ma circa) e spessore massimo in affioramento di 250 m, e corrisponde ai cicli I e II descritti in Barberi et al. (1994) e alle unità P2 e P3 sensu Bossio et al. (1998).
Il secondo ciclo sedimentario è compreso tra le incon-formità II e IV, inizia nel Gelasiano superiore, compren-de il Santerniano e probabilmente supera il limite Santerniano-Emiliano. Quindi si estende temporalmente tra 2,1 circa e 1,5-1,4 Ma, corrisponde al III ciclo di Barberi et al. (1994) e alla unità Q1 di Bossio et al. (1998) ed è caratterizzato da spessori massimi in affioramento di 350 m.
I due cicli sedimentari qui descritti possono essere con-siderati come cicli di 3° ordine (Mitchum & Van Wagoner, 1991; Vail et al., 1991), in base alla loro esten-sione cronologica.
Il secondo ciclo sedimentario è inoltre caratterizzato da tre importanti episodi progradazionali, evidenziati da cunei clastici progradanti spessi fino a 100 m e di ambiente fluvio-deltizio. Questi episodi progradazionali sono alternati ad altrettante fasi trasgressive, caratterizza-te dalla deposizione di sedimenti marini di piattaforma e spiaggia sommersa. I cunei clastici progradanti, che cor-rispondono ai Membri di Civitella San Paolo, Torrita Tiberina e Vasanello, e i depositi trasgressivi sovrastanti si sono succeduti in un generale contesto aggradazionale (Girotti & Mancini, 2003; Mancini & Cavinato, in stam-pa). Tali alternanze trasgressivo-progradazionali, inter-pretabili come transgressive-regressive sequences (Catuneau et al., 1998), indicano ciclicità di IV ordine (0,1-0,5 Ma). A loro volta, all’interno dei cunei clastici progradanti, le alternanze tra sabbie e ghiaie sono inter-pretabili come parasequenze e indicano probabilmente cicli di V ordine (0,01-0,1 Ma), secondo lo schema di Vail et al. (1991).
La inconformità II, che separa i due cicli di III ordine e che corrisponde alla Fase erosiva dell’Acquatraversa, sottende un intervallo temporale di circa 0,2-0,3 Ma (Bossio et al., 1998).
La netta discordanza angolare tra i due cicli evidenzia l’origine tettonica di questa inconformità, per solleva-mento e basculasolleva-mento dei sedimenti del primo ciclo durante il Pliocene superiore. Questa interruzione nel trend di subsidenza è documentata dall’affioramento della superficie di inconformità II nelle zone della Dorsale Tiberina (Monte Soratte e Cornicolani) e dei Monti Amerini settentrionali (Baschi-Tenaglie). Tale inconformità può essere ipotizzata nel sottosuolo della M.V.T. pur in mancanza di dati diretti, ma non è docu-mentata in alcune aree limitrofe dei Monti Sabatini e della Bassa Valle del Tevere. Qui è invece evidente la continuità di sedimentazione tra Gelasiano e Santerniano,
documentata dai dati biostratigrafici dei sondaggi Bracciano e Vallericca (Arias et al., 1990; Carboni et al., 1993b; Carboni & Palagi, 1998; Girotti & Mancini, 2003). Ciò suggerisce che la inconformità II possa late-ralmente passare a una superficie di conformità, colloca-bile cronologicamente nel Pliocene superiore.
Similmente alla M.V.T., anche in buona parte dei baci-ni limitrofi il tardo Pliocene superiore e il Pleistocene inferiore basale sono caratterizzati da movimenti tettoni-ci di verso contrario rispetto alla subsidenza. Infatti inconformità, sollevamenti e basculamenti al limite Plio-Pleistocene sono documentati nei bacini Tiberino sud-occidentale, di Rieti, di Roma, di Ardea-Anzio e in parte del sottosuolo dei Monti Sabatini (Ambrosetti et al., 1987, 1995a; Buonasorte et al., 1991; Cavinato, 1993;
Faccenna et al., 1994a; Marra & Rosa, 1995; Marra et al., 1995; Milli, 1997; Cosentino et al., 2004).
Clima ed eustatismo
Oltre alla tettonica, anche le fluttuazioni eustatiche del livello del mare e i cambiamenti climatici globali hanno indubbiamente esercitato un controllo diretto sulle fasi di sedimentazione ed erosione all’interno del bacino della M.V.T..
A scala globale l’intervallo Gelasiano-Calabriano è caratterizzato da ciclicità climatica ad altissima frequenza (40 ka), legata alle variazioni di obliquità dell’orbita ter-restre (Raymo et al., 1989; Ruddiman et al., 1989) e a cui si sovrappone una ciclicità climatica di più lungo periodo (200 e 400 ka) (megacycles sensu Kukla & Cilek, 1996) (Fig. 21). Inoltre tale intervallo è caratterizzato da una progressiva tendenza al raffreddamento nell’emisfero set-tentrionale, iniziata circa 3,4 Ma (stadio isotopico M2), culminata intorno 2,6-2,4 Ma (stadi isotopici 104-96) con la espansione di calotte glaciali e l’inizio della ciclicità glaciale-interglaciale, e protrattasi per tutto il Quaternario (Van den Berg & Van Hof, 2001, cum bibl.).
Le variazioni climatiche glaciali-interglaciali hanno determinato due rilevanti effetti, discussi più avanti nel testo: 1) fluttuazioni a scala globale del livello del mare, di natura glacio-eustatica e con periodo di 40 ka (Naish, 1997; Pillans et al., 1998); 2) ciclici cambiamenti ambien-tali nella distribuzione e tipo di copertura vegetale a scala regionale, nel Mediterraneo centrale (Bertoldi et al., 1989; Combourieu-Nebout & Vergnaud-Grazzini, 1991;
Combourieu-Nebout, 1993).
1) L’ampiezza delle fluttuazioni glacio-eustatiche del livello del mare per l’intervallo considerato sono stimate tra 25 ± 10 m e 110 ± 20 m (Shackleton et al., 1990;
Naish, 1997). In particolare importanti fasi di caduta e risalita del livello del mare, valutabili intorno a 70-100 m, si notano (Fig. 21): A) all’inizio del Gelasiano, in prossi-mità degli stadi isotopici 105-104 e tra 101-96; B) in con-comitanza degli OIS 83-78; C) presso il limite Plio-Pleistocene (OIS 71-70 e 65-60); D) nel tardo Santerniano (OIS 55-50).
A) Nella M.V.T. il primo gruppo di stadi isotopici potrebbe essere correlato alla fase regressiva di chiusura
del I ciclo sedimentario di III ordine. Questa fase regres-siva è evidenziata dalla deposizione dei “Conglomerati di Città della Pieve” (Ambrosetti et al., 1987) di ambiente di spiaggia sommersa e battigia, poco a Nord della M.V.T.
nella valle del Chiani-bassa valle del Paglia, e precede la biozona MPL6.
B) Il secondo gruppo di stadi isotopici è concomitante alla zona MPL6, è coevo ai sopra citati episodi di solleva-mento e basculasolleva-mento dei sedimenti meso-supra plioce-nici, ed è correlabile alla Fase erosiva dell’Acquatraversa.
C) Il terzo raggruppamento, al limite Gelasiano-Santerniano, potrebbe corrispondere alla I fase prograda-zionale (Membro di Civitella San Paolo).
D) L’ultimo raggruppamento potrebbe corrispondere agli episodi progradazionali II e III (Membri di Torrita Tiberina e di Vasanello), che precedono il limite Santerniano-Emiliano (corrispondente al FO di H. balthi-ca). Hyalinea balthica è assente nei depositi della valle del Tevere a monte di Roma (Conato et al., 1980;
Malatesta & Zarlenga, 1986b; Ambrosetti et al., 1987).
I periodi caratterizzati da fluttuazioni del livello del mare di limitata ampiezza, circa 25-50 m (ad esempio tra gli OIS 59 e 55), e concomitanti alla subsidenza tettonica del bacino potrebbero aver determinato un generale incre-mento nella creazione di spazio di accomodaincre-mento, così da essere registrati dalle fasi trasgressive (vedi oltre).
2) Riguardo alle coperture vegetali per l’intervallo con-siderato, in Italia centro-meridionale il deterioramento climatico è registrato nelle serie polliniche dalla progres-siva riduzione e scomparsa di taxa ad affinità tropicale, quali Taxodiacee e Sequoia. Inoltre la ciclicità glaciale-interglaciale è evidenziata dall’alternanza di taxa di ambiente aperto, di steppa (Artemisia e altre graminacee), e taxa di ambiente di foresta decidua e di clima tempera-to-caldo (Bertini, 2003, cum bibl.).
Si ritiene che queste variazioni nella estensione della copertura vegetale, in area mediterranea, abbiano eserci-tato un significativo controllo diretto su produzione e apporto sedimentari dalle aree emerse verso i bacini sub-sidenti (Leeder et al., 1998; Gawthorpe & Leeder, 2000).
Infatti periodi glaciali dominati da coperture erbacee sono anche caratterizzati da intensa erosione nelle aree monta-ne e da grandi apporti clastici in quelle di accumulo (con-dizioni di resistasia); fasi interglaciali dominate da coper-ture forestali (fitostasia) sono caratterizzate da minore erodibilità del substrato nei bacini idrografici e minore apporto sedimentario.
Scenari di sedimentazione
L’effetto sincrono dei movimenti tettonici, delle fluttua-zioni glacio-eustatiche e del clima dà luogo a scenari complessi per la creazione e il riempimento dello spazio di accomodamento nella M.V.T. (Mancini & Cavinato, in stampa), in particolare per i cicli trasgressivo-prograda-zionali di IV ordine, all’interno del ciclo del Chiani-Tevere-Poggio Mirteto. Vengono di seguito discussi tre casi limite.
1) Nel primo caso (Fig. 22A) si considera la
condizio-ne di stasi del livello del mare, con mobilità tettonica dovuta a subsidenza del fondo marino e conseguente approfondimento del bacino, e al contemporaneo solleva-mento delle aree emerse. Tale sollevasolleva-mento determina un aumento dell’energia di rilievo, con conseguenti maggio-re erodibilità del substrato e accumulo e progradazione di sedimenti a granulometria grossolana dalle zone pede-montane a quelle prossimali del bacino. La successiva fase di decremento nelle velocità di subsidenza e/o di sol-levamento è registrata dai sedimenti fini trasgressivi con minor apporto grossolano dalle aree emerse (Fig. 22B).
2) Nel secondo caso si considera il livello del mare variabile per glacio-eustatismo in un contesto tettonico quiescente. Durante l’abbassamento eustatico del livello del mare si ha accumulo sedimentario alla rottura di pen-dio e progradazione nel bacino, poiché il gradiente topo-grafico della piattaforma è minore rispetto al gradiente dei sistemi fluvio-deltizi immissari (Emery & Myers, 1996; Blum & Törnqvist, 2000) (Fig. 22C). Questa è una condizione paleotopografica ragionevolmente ipotizzabi-le per la M.V.T., al margine della catena appenninica. Il successivo innalzamento del livello del mare è registrato dalla deposizione di sedimenti più fini in trasgressione (Fig. 22C).
3) L’ultimo caso è una variante del secondo con l’ag-giunta degli effetti della fluttuazione climatica a monte.
Fasi di abbassamento del livello del mare corrispondono a fasi di deterioramento climatico, “glaciali”, caratterizza-te nelle aree emerse da coperture vegetali di tipo scaratterizza-teppico (Leeder et al., 1998). Ciò causa erosione a monte e depo-sizione e progradazione di sedimenti grossolani nel baci-no (Fig. 22E). Il successivo innalzamento del livello del mare corrisponde a condizioni climatiche temperate,
“interglaciali”, con ampie coperture forestali e decremen-to degli apporti clastici grossolani (Fig. 22F).
Da quanto visto in precedenza, il bacino della M.V.T. fu caratterizzato nell’intervallo Pliocene superiore-Pleistocene inferiore basale dalla concomitanza di movi-menti tettonici, di verso opposto per il fondo del mare (subsidenza) e le aree emerse (sollevamento), e di fluttua-zioni climatico-eustatiche con ciclicità dominante di 40 ka. Sono escluse invece sia la quiescienza tettonica che la stazionarietà del livello del mare, per l’intervallo conside-rato.
La complessa architettura deposizionale del II ciclo sedimentario di III ordine, con i suoi cicli trasgressivo-progradazionali di rango minore, è quindi dovuta alla interazione tra fluttuazioni glacio-eustatiche ad alta fre-quenza del livello del mare, effetti climatici sulle aree emerse e movimenti tettonici di verso opposto tra bacino subsidente e aree emerse in sollevamento.
Paleogeografia
La paleogeografia della M.V.T durante l’intervallo Piacenziano-Santerniano fu caratterizzata dalla estensio-ne del Mar Tirreno fino al bordo occidentale della dorsa-le del Monte Peglia, Monti Amerini, di Narni, Sabini e Lucretili (Fig. 23). All’interno dell’antico mare gli horst
di Fèrento, Monte Razzano, Monte Soratte e Monti Cornicolani emergevano come isole (Funiciello &
Parotto, 1978; Girotti & Mancini, 2003).
La Formazione del Chiani-Tevere è correlabile a SW nel Bacino Romano al Membro di Monte Mario della omonima Formazione marina (Conato et al., 1980;
Ambrosetti et al., 1987), o Monte Mario Sequence (Milli, 1997), in base ai dati biostratigrafici e alla continuità late-rale. D’altra parte i limitrofi Bacini Tiberino e di Rieti, contigui alla M.V.T. verso Est, erano emersi e dominati da sedimentazione di ambiente alluvionale e lacustre, con drenaggio sia assiale che trasversale (Ambrosetti et al., 1987, 1995a; Cavinato, 1993; Cavinato et al., 1994, 2000;
Barberi et al., 1995; Basilici, 1995, 1997).
Le fasi trasgressive e di alto stazionamento del livello del mare (Fig. 23A) sono evidenziate ai margini del Graben del Paglia-Tevere dagli allineamenti di fori di lito-fagi e altri indicatori del livello del mare, quali sedimenti di spiaggia e falesia, piattaforme di abrasione, solchi di battente (Girotti & Piccardi, 1994). All’interno dei bacini
intrappenninici di Rieti e Tiberino sudoccidentale le tra-sgressioni sono registrate da associazioni a molluschi e ostracodi di ambiente salmastro (Barberi et al., 1995;
Girotti & Mancini, 2003).
Le fasi progradazionali invece sono caratterizzate dal-l’avanzamento dei sistemi fluvio-deltizi del Paleonera, Paleoaia e Paleofarfa, a drenaggio trasversale rispetto all’asse del graben, per circa 12-15 km verso il centro del bacino (Fig. 23B). Si ritiene inoltre che la progradazione del sistema del Paleofarfa fu favorita dall’attività della faglia normale, bordiera orientale dell’Horst di Monte Soratte, per ribassamento del blocco di tetto (Mancini &
Cavinato, in stampa).
Fase tettonico-sedimentaria dominata dal sollevamento
Paleogeografia del tardo Pleistocene inferiore Il sollevamento regionale del bacino della M.V.T.
ini-Fig. 22 - Possibili scenari di sedimentazione in funzione di eustatismo, tettonica e clima (i singoli casi sono discussi nel testo).
– Possibile different scenarioes of sedimentation as function of eustasy, tectonics and climate (each case is discussed in the text).
Fig. 23 - Paleogeografia della regione laziale durante il Gelasiano superiore-Santer- niano (modificata da Girotti & Mancini, 2003): A) fase tra- sgressiva; B) fase progradazio- nale. Legenda: a) substrato meso-cenozoico; b) depositi alluvionali e lacustri intramon- tani; c) depositi silicoclastici, deltizi e costieri; d) travertini; e) vulcaniti; f) allineamenti di fori di litofagi e relativa quota s.l.m.; g) conoide deltizia; h) direzione delle paleocorrenti fluviali; i) progradazione delti- zia; l) faglia normale; m) faglia trascorrente. – Palaeogeography of Latium in the Late Gelasian- Santernian (partly modified after Girotti & Mancini, 2003): A) transgressive phase; B) progradational phase. Legend: a) Mesozoic-Ceno- zoic substratum; b) alluvial and lacustrine, intermontane deposits; c) deltaic and coastal, siliciclastic deposits; d) travertines; e) volcanites; f) alignements of Lithophaga borings, with their modern altitude a.s.l.; g) fan delta; h) fluvial palaeocurrent direc- tion; i) direction of delta pro- gradation; l) normal fault; m) transcurrent fault.
Fig. 24 - Paleogeografia della regione laziale durante: A) il tardo Pleistocene infe- riore; B) il Pleistocene me- dio (modificata da Mancini & Cavinato, in stampa). Legenda: a) substrato meso- cenozoico;b) depositi intra- montani soggetti ad inci- sione; c) depositi marini emersi e soggetti a incisione; d) depositi fluviali; e) vul- caniti; f) lave ultramafiche (con età); g) principali colate piroclastiche o laviche data- te; h) direzione delle paleo- correnti fluviali; i) prograda- zione deltizia; l) faglia nor- male; m) faglia trascorrente; n) cratere o caldera. – Palaeogeography of Latium during: A) the latest Early Pleisto- cene; B) the Middle Pleisto- cene (partly modified after Mancini & Cavinato, in press). Legend: a) Mesozoic- Cenozoic substratum;b) in- cised intermontane depos its; c) emerged and incised marine deposits; d) fluvial deposits; e) volcanites; f) ultramaphic lava flow (with radiometric data); g) main pyroclastic or lava flow (with radiometric date); h) fluvial palaeocurrent direc- tion; i) direction of delta progradation; l) normal fault; m) transcurrent fault; n) crater or caldera rim.
ziò presumibilmente intorno a 1,5-1,4 Ma. Esso non è stato arealmente uniforme in quanto maggiore nelle zone più settentrionali. Ciò è desumibile dall’andamento alti-tudinale decrescente da NNW a SSE della paleolinea di riva santerniana, presente al margine occidentale della dorsale Monti Amerini-Monti Lucretili (Girotti &
Piccardi, 1994), e dalla convergenza dei terrazzi fluviali del Tevere nel senso longitudinale verso valle (Vinken, 1963; Malatesta, 1985).
I tassi di sollevamento ricavati da età e posizione della paleolinea di riva e mediati per gli ultimi 1,5 Ma sono valutati a 0,30-0,15 mm/a, con i valori massimi nella zona dei Monti Amerini settentrionali (Mancini et al., 2003).
Le conseguenze del sollevamento furono: 1) l’emer-sione della regione della M.V.T. e di quelle limitrofe; 2) il rapido spostamento verso WSW della linea di costa, che nell’Emiliano raggiunse l’area romana (Girotti &
Mancini, 2003); 3) il downward shift delle facies costie-re e l’erosione a monte.
L’erosione fu causata, a monte della nuova linea di riva, dall’instaurarsi del reticolo idrografico del Paleo-tevere a decorso assiale, con l’incisione delle Forma-zioni del Chiani-Tevere e di Poggio Mirteto. Il Paleo-tevere nell’Emiliano scorreva da Nord a Sud, a occiden-te del Monocciden-te Soratocciden-te, e sfociava probabilmenocciden-te nella zona di Monte Mario a Roma (Fig. 24A). I relativi depo-siti deltizi, che contengono faune di ambiente continen-tale e di transizione (Bonadonna, 1968; Girotti 1972), potrebbero corrispondere alla parte alta del Membro di Monte Mario, sensu Conato et al. (1980), sebbene tali autori abbiano riferito questa unità al solo Santerniano.
Durante l’Emiliano, alla transizione tra la fase tettoni-co-sedimentaria di subsidenza e quella di sollevamento, si verificarono localmente nella M.V.T. condizioni di sedimentazione. In particolare al margine occidentale dei Monti Amerini si deposero le sabbie, ghiaie e soprat-tutto travertini della Formazione di Giove in Teverina.
Intorno a 1,35 Ma iniziò il vulcanismo in destra del Tevere con l’attivazione del Complesso Vulcanico Cimino e con la successiva emissione della colata piro-clastica del “Peperino di Viterbo”, che raggiunse il mar-gine occidentale della M.V.T. (1,30 Ma).
Nel tardo Pleistocene inferiore (Siciliano) la M.V.T. fu soggetta a una importante fase erosiva, Fase Cassio (inconformità IV), evidenziata da incisioni paleovallive, profonde fino a 100 m e prodotte dal Paleotevere e dal Fosso Galantina in Sabina occidentale. A queste incisio-ni seguì la deposizione in aggradazione delle Uincisio-nità di Civita Castellana e di Fosso Galantina.
Tali unità di ambiente alluvionale si deposero nell’in-tervallo cronologico compreso tra circa 1,2 e 0,6 Ma.
Ciò è indicato dai dati biocronologici (presenza di mol-luschi e vertebrati villafranchiani dell’Unità Faunistica Pirro) e dalla antecedenza delle unità fluviali rispetto ai sovrastanti “Depositi piroclastici e vulcano-sedimentari iniziali del Complesso Sabatino” e “Successioni vulcani-che e vulcano-sedimentarie vulsine del Complesso Vulcanico del Paleobolsena”. I sedimenti grossolani
flu-viali provenivano dalla catena appenninica e dallo sman-tellamento parziale dei depositi fluvio-deltizi pliocenico-santerniani (Mancini & Cavinato, in stampa). L’Unità di Civita Castellana è inoltre lateralmente continua ai depo-siti fluviali del Paleotevere presenti al di sotto delle coperture vulcaniche dei Monti Sabatini orientali (Alvarez, 1972, Funiciello et al., 1994). Questi ultimi sono contigui ai depositi fluviali del Paleotevere presen-ti nel sottosuolo di Roma (Marra et al., 1998), e potreb-bero permettere una correlazione indiretta tra i depositi dell’area romana e l’Unità di Civita Castellana.
Le profonde incisioni basali delle Unità di Civita Castellana e di Fosso Galantina suggeriscono una inten-sificazione nel processo di sollevamento rispetto all’Emiliano. Tuttavia non si può escludere un controllo eustatico indiretto nella formazione di tale inconformità nel settore più meridionale della M.V.T., almeno fino a Orte, per incisione retrograda fluviale (knickpoint reces-sion) a seguito dell’abbassamento relativo del livello del mare.
Fasi sedimentarie ed erosive nel Pleistocene medio-Olocene
L’intervallo Pleistocene medio-Olocene è caratterizza-to dall’alternanza di fasi di sedimentazione continentale e fasi erosive, concomitanti all’attività vulcanica dei Distretti Vulsino, Vicano, Sabatino e Albano e al solleva-mento. L’evidenza di ciò è l’assetto terrazzato dei depo-siti sedimentari, essenzialmente ghiaie e sabbie fluviali, con livelli pelitici intercalati e spesso travertini e paleo-suoli in copertura. Superfici erosive di strath e tread limitano rispettivamente alla base e al tetto ciascun corpo terrazzato.
Sono stati differenziati quattro terrazzi deposizionali, che bordano lateralmente l’attuale corso del Fiume Tevere. Il primo deposito terrazzato corrisponde alla già menzionata Unità di Civita Castellana (Pleistocene infe-riore terminale-Pleistocene medio basale), che borda il fiume fino all’altezza di Civita Castellana oltre la quale prosegue in direzione N-S a Ovest del Soratte. Il secon-do terrazzo è costituito dalla Unità di Graffignano (parte intermedia del Pleistocene medio), ricoperta in molte zone dai travertini della Unità di Grotte Santo Stefano (tardo Pleistocene medio). Il terzo terrazzo è costituito dalla Unità di Rio Fratta (tardo Pleistocene medio), spes-so ricoperta in paraconcordanza dai travertini dell’Unità di Fiano (tardo Pleistocene medio-Pleistocene superio-re). Il quarto terrazzo corrisponde alla Unità di Sipicciano (Pleistocene superiore). L’attuale piana del Tevere è costituita dai Depositi alluvionali recenti e dai Travertini recenti del Pleistocene superiore-Olocene.
I terrazzi sono separati tra loro dalle superfici di incon-formità precedentemente menzionate (Fig. 21). La superficie V limita al letto l’Unità di Graffignano e fu incisa durante la parte iniziale del Pleistocene medio; la superficie VI rappresenta la base dell’Unità di Rio Fratta e fu incisa nel tardo Pleistocene medio; la superficie VII limita al letto l’Unità di Sipicciano e fu incisa nel
Pleistocene superiore; la superficie VIII è alla base dei sedimenti olocenici della piana del Tevere ed è riferibile al tardo Pleistocene superiore-inizio dell’Olocene.
Unità vulcaniche e vulcano-sedimentarie spesso coprono i depositi terrazzati poggiando sulle scarpate erosive, così da vincolare cronologicamente i terrazzi stessi. Il Tufo giallo della Via Tiberina (550 ka circa) e la Formazione di Civitella d’Agliano (510 ka circa), che sono compresi rispettivamente nei “Depositi piroclastici e vulcano-sedimentari iniziali del Complesso Sabatino”
e nelle “Successioni vulcaniche e vulcano-sedimentarie del Complesso del Paleobolsena”, coprono l’Unità di Civita Castellana, ma precedono l’Unità di Graffignano.
Quest’ultima a sua volta è coperta dalle Lave fonolitico-tefritiche del Lago di Vico (300-260 ka circa). L’unità di Rio Fratta segue tali lave, ma precede il Tufo rosso a
Quest’ultima a sua volta è coperta dalle Lave fonolitico-tefritiche del Lago di Vico (300-260 ka circa). L’unità di Rio Fratta segue tali lave, ma precede il Tufo rosso a