RIASSUNTO - In questo lavoro vengono presentati nuovi dati sulla stratigrafia dei depositi sedimentari della Media Valle del Tevere (M.V.T.), viene presentata la Carta Geologica della Media Valle del Tevere, composta da due tavole allegate fuori testo, e viene ricostruita l’evoluzione geologica della stessa area per l’intervallo Pliocene- Quaternario.
Sono state identificate due fasi tettonico-sedimentarie: la prima (Pliocene medio-Pleistocene inferiore pp.) dominata dalla subsidenza; la seconda dominata dal sollevamento appenninico e dal vulcanismo (Pleistocene infe- riore pp.-Olocene).
Nella prima fase sono stati riconosciuti due cicli sedimentari di III ordine. Il primo corrisponde alla Unità di Tenaglie-Fosso San Martino (Piacenziano-Gelasiano inferiore), costituita interamente da depositi marini di piatta- forma e costieri. Il secondo ciclo è composto: dalla Formazione del Chiani-Tevere (Gelasiano superiore- Santerniano), di ambiente neritico e transizionale; dalla eteropica Formazione di Poggio Mirteto, di ambiente flu- vio-deltizio; dalla sovrastante e regressiva Formazione di Giove in Teverina (Pleistocene inferiore), di ambiente fluvio-lacustre. Cicli di IV ordine progradazionali-trasgressivi sono stati riconosciuti all’interno della Formazione del Chiani-Tevere. La paleogeografia durante questa fase fu caratterizzata dalla presenza di sistemi fluvio-deltizi progradanti da ENE e con drenaggio trasversale all’asse del bacino.
La seconda fase comprende i depositi vulcanici e vulcano-sedimentari del Complesso Cimino (tardo Pleistocene inferiore) e i depositi fluviali terrazzati delle Unità di Civita Castellana (tardo Pleistocene inferiore-Pleistocene medio), di Graffignano (Pleistocene medio), di Rio Fratta (tardo Pleistocene medio), di Sipicciano (Pleistocene superiore) e dell’attuale piana del Fiume Tevere. Ciascuna unità fluviale è ricoperta dai depositi vulcanici dei Distretti Vulsino, Vicano e Sabatino (Pleistocene medio-superiore), dai travertini delle Unità di Grotte Santo Stefano (Pleistocene medio), di Fiano (Pleistocene medio-superiore) e dei “Travertini recenti” (Olocene). La paleogeografia durante questa fase fu caratterizzata dallo sviluppo del sistema fluviale del Tevere con drenaggio assiale, da NNW a SSE.
Vengono proposte sezioni tipo per le Formazioni del Chiani-Tevere e di Poggio Mirteto e per le Unità di Civita Castellana, Graffignano, Grotte Santo Stefano, Rio Fratta e Sipicciano.
Parole chiave: Quaternario, Pliocene, stratigrafia, Italia centrale, Lazio, Umbria, catena appenninica.
ABSTRACT - New data on Pliocene-Quaternary stratigraphy and on the geological evolution of the Middle Valley of the Tiber River (M.V.T.) are here presented. It is also presented the Geological Map of the Middle Valley of the Tiber River (two sheets), at scale 1:40,000.
Two main tectono-sedimentary phases are recognised: the first one, Middle Pliocene-Early Pleistocene in age, was dominated by subsidence; the second, spanning from Early Pleistocene to Holocene, was dominated by the Apennine Chain’s uplift and volcanism.
Two 3rd order sedimentary cycles characterise the first phase. The 1st cycle corresponds to the Tenaglie-Fosso San Martino Unit (Piacentian-early Gelasian) and is composed of coastal and marine shelf deposits. The 2nd cycle is composed of: the shallow marine and transitional Chiani-Tevere Formation (Late Gelasian-Santernian);
the laterally continuous Poggio Mirteto Formation, of the fluvial-deltaic environment; the regressive, fluvial-lacu- strine Giove in Teverina Formation. Fourth order progradational-transgressive cycles are recorded within the Chiani-Tevere Formation.
The second phase comprises the products of the Mt Cimino Volcanic Complex (late Early Pleistocene) and the terraced fluvial deposits of the Civita Castellana Unit (late Early Pleistocene-Middle Pleistocene), Graffignano Unit (Middle Pleistocene), Rio Fratta Unit (late Middle Pleistocene), Sipicciano Unit (Late Pleistocene) and of the modern Tiber River plain. The fluvial units are covered by volcanics from the Vulsini Mts, Vico and Sabatini Mts Districts (Middle-Late Pleistocene), by the travertines of the Grotte Santo Stefano Unit (Middle Pleistocene), Fiano Unit (Late Pleistocene) and “Travertini recenti” (Holocene).
The palaeogeography during the first phase was characterised by the transverse drainage of prograding flu- vial-deltaic systems, which flowed from ENE to the centre of the M.V.T. basin. During the second phase the modern Tiber river developed with axial drainage.
Type sections for the Chiani-Tevere and Poggio Mirteto Formations and for the Civita Castellana, Graffignano, Grotte Santo Stefano, Rio Fratta and Sipicciano Units are proposed.
KEY WORDS: Quaternary, Pliocene, stratigraphy, central Italy, Latium, Umbria, Apennine Chain.
IL PLIOCENE E IL QUATERNARIO DELLA MEDIA VALLE DEL TEVERE (APPENNINO CENTRALE)
Marco Mancini*°, Odoardo Girotti*°, Gian Paolo Cavinato°
*Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Roma “La Sapienza”, P.le A. Moro 5 - 00185 Roma, e-mail: marco.mancini@uniroma1.it; odoardo.girotti@uniroma1.it
° CNR - Istituto di Geologia Ambientale e Geoingegneria, Sezione di Roma “La Sapienza”, P.le A. Moro 5 - 00185 Roma, e-mail: gianpaolo.cavinato@igag.cnr.it
INTRODUZIONE
I bacini tettonico-sedimentari estensionali della regio- ne tosco-umbro-laziale sono caratterizzati dall’affiora- mento di potenti successioni sedimentarie, di ambiente marino, di transizione e continentale (Martini et al., 2001), che rappresentano un archivio stratigrafico di grande importanza per la comprensione sia dell’evolu- zione strutturale dell’Appennino che dell’evoluzione cli- matico-ambientale del Neogene-Quaternario nell’area mediterranea. Inoltre alle successioni sedimentarie si aggiungono nell’area laziale estese e potenti coltri vulca- niche e vulcano-sedimentarie di copertura, che caratte- rizzano il Quaternario (Barberi et al., 1994). La Media Valle del Tevere (M.V.T.) che appartiene a questa regio- ne, rappresenta un’area ideale per lo studio sia delle suc- cessioni sedimentarie che di quelle vulcaniche e vulca- no-sedimentarie: 1) per la presenza di numerosi affiora- menti e la grande varietà di litotipi; 2) per la sua posizio- ne geografica al margine orientale dei distretti vulcanici dell’Alto Lazio e a quello occidentale dell’Appennino centro-settentrionale.
Il presente lavoro rappresenta la sintesi di anni di ricerche, in gran parte condotte sul campo dagli autori e dai loro numerosi collaboratori, che accompagna la pro- duzione della “Carta Geologica della Media Valle del Tevere”, a scala 1:40.000, presentata in questa sede. Tale carta geologica è composta da due tavole fuori testo, relative rispettivamente al settore settentrionale e a quel- lo meridionale della M.V.T. Il lavoro di rilevamento, condotto a scala 1:10.000, e quello di produzione carto- grafica sono stati in parte effettuati nell’ambito dell’ac- cordo di programma tra D.S.T.N.-Servizio Geologico e C.N.R. “Progetto Cartografia Prototipale”, sottoprogetto
“Carta delle successioni continentali quaternarie: Bacino Tiberino e media Valle del Tevere”, responsabile Dott.
G.P. Cavinato. Le due tavole fuori testo sono state stam- pate grazie al contributo della Autorità di Bacino del Fiume Tevere e del CNR - Istituto di Geologia Ambientale e Geoingegneria (già Centro di Studio per il Quaternario e l’Evoluzione Ambientale).
Una parziale copertura geologica del Pliocene e del Quaternario della M.V.T. è già prodotta in Ambrosetti et al. (1987) alla scala 1:50.000 e comprende quella fascia del versante sinistro del fiume che va dal Lago di Corbara alla confluenza del Fiume Nera. Essa si pone cronologicamente fra le carte allegate alla presente nota e l’edizione al 100.000 del 1970 della Carta Geologica d’Italia (Foglio 137 Viterbo), segnando una prima tappa nell’elaborazione e approfondimento delle conoscenze sull’area, scaturite dopo l’acquisizione dei dati ottenuti coi rilevamenti per la Cartografia Geologica Nazionale.
Ad Ambrosetti et al. (1987) va il merito: di aver per la prima volta introdotto, anche se informalmente, una nomenclatura litostratigrafica delle unità plioceniche e pleistoceniche, adottata poi da altri Autori (Barberi et al., 1994); di aver utilizzato le unità biostratigrafiche corren- ti; di aver riconosciuto e distinto gli ambienti sedimenta- ri; di aver proposto uno schema evolutivo del bacino.
Alcuni limiti di tale lavoro sono dovuti al periodo in cui è stato eseguito, erano gli anni ottanta e i metodi moder- ni dell’analisi di facies e della stratigrafia fisica non erano ancora d’uso corrente; altri dipendono dal fatto che quella carta geologica è nata dalla collazione di rile- vamenti effettuati da persone diverse in tempi diversi, a partire da oltre dieci anni prima, quasi una prosecuzione delle campagne per la Carta Geologica d’Italia; altri ancora discendono da condizionamenti concettuali che chiudevano in uno schema piuttosto fisso le vicende plio-quaternarie del versante tirrenico dell’Italia centra- le, valga per tutti l’esempio - assiomatico allora - della cosiddetta Fase Erosiva dell’Acquatraversa, una lacuna sedimentaria di ampiezza variabile ma che, in sostanza, comprende tutto il Pliocene superiore: questo per la veri- tà c’è con i suoi sedimenti ma allora non si cercava o si cercava poco perchè si voleva vedere la fase erosiva con le sue discordanze angolari.
Continuando a volgere l’attenzione alla M.V.T., il lavoro di Ambrosetti et al. (1987) costituisce comunque un punto d’arrivo importante per le conoscenze sul Pliocene e sul Pleistocene inferiore, allo stesso tempo è stato la base di partenza per questo studio ulteriore e più articolato su Pliocene e Quaternario d’entrambe le spon- de del Tevere, da Baschi in giù fino all’area di Passo Corese. Anch’esso, come il precedente, è il punto d’arri- vo di un’attività decennale e si spera che possa essere utilizzato con profitto da chi voglia rivolgere l’interesse agli argomenti qui trattati.
INQUADRAMENTO GEOLOGICO REGIONALE La M.V.T. fisiograficamente rappresenta un’area colli- nare con quote comprese tra 25 e 500 m circa s.l.m., posta al confine tra Lazio e Umbria. Essa si estende longitudi- nalmente per oltre 60 km secondo la direzione NNW- SSE, nel tratto compreso tra Castiglione in Teverina e Fiano Romano, ed è localizzata lungo la fascia pedemon- tana al margine occidentale della Catena Appenninica centro-settentrionale (Fig. 1). È bordata ad oriente dai rilievi dei Monti Amerini, di Narni, Sabini e Lucretili, for- manti nel loro insieme il Pre-Appennino Umbro-Sabino.
Ad occidente è delimitata degli apparati vulcanici quater- nari dei Monti Vulsini, Cimini e Sabatini, e dalla struttu- ra del Monte Soratte, mentre a Nord prosegue nella depressione della bassa valle del Fiume Paglia-Torrente Chiani, e a Sud, parzialmente delimitata dai Monti Cornicolani, nella Bassa Valle del Tevere (Agro Romano).
La valle si presenta con fianchi simmetrici, e quote debolmente decrescenti da Nord verso Sud, che si raccor- dano nella zona assiale di fondovalle a una piana alluvio- nale lateralmente ampia circa 5 km. Tale piana è longitu- dinalmente continua per tutto il tratto considerato, dolce- mente digrada da quota 130 m a 25 m da N a S, ed è bor- data sia in destra che in sinistra da rilievi terrazzati, lon- gitudinalmente discontinui. Il fiume Tevere scorre con drenaggio assiale e si presenta con canale singolo ad alta
Fig. 1 - Schema tettonico della regione laziale.
Legenda: 1) limite dell’area rappresentata in carta; 2) suc- cessioni sedimentarie, “neo- autoctone”, marine, di trans- izione e continentali (Plioce- ne inferiore-Quaternario); 3) successioni vulcaniche e vul- cano-sedimentarie (Pliocene superiore-Pleistocene supe- riore); 4) successioni sedi- mentarie dei bacini inter- montani (Pliocene medio- Quaternario); 5) successioni carbonatiche e silicoclastiche umbro-sabine (Trias-Mio- cene); 6) successioni silico- clastiche e carbonatiche to- scane e liguri (Trias- Miocene); 7) faglia normale;
8) faglia normale sepolta; 9) faglia trascorrente; 10) orlo di caldera.
– Tectonic sketch map of Latium.
Legend: 1) boundary of the area represented in the Geological Map of the M.V.T.; 2) “neoautochtho- nous” sedimentary succes- sions, of the marine, trans- itional and non-marine envi- ronments (Early Pliocene- Quaternary); 3) volcanic and volcano-sedimentary succes- sions (Late Pliocene-Late Pleistocene); 4) sedimentary successions of the intermon- tane basins (Middle Plio- cene-Quaternary); 5) carbo- nate and siliciclastic succes- sions of the Umbro-Sabina domain (Trias-Miocene); 6) siliciclastic and carbonate successions of the Tuscan and Ligurid domains (Trias- Miocene); 7) normal fault; 8) buried normal fault; 9) transcurrent fault; 10) calde- ra rim.
sinuosità.
La M.V.T. strutturalmente corrisponde a gran parte del Graben del Paglia-Tevere (Funiciello & Parotto, 1978;
Funiciello et al., 1981), depressione di origine tettonica complessa, colmata da potenti successioni plio-pleistoce- niche, in prevalenza terrigene (Ambrosetti et al., 1987;
Buonasorte et al., 1991; Barberi et al., 1994; Cavinato et al., 1994; Girotti & Mancini, 2003; Mancini & Cavinato, in stampa).
L’area in questione fu dapprima soggetta a una fase tettonica compressiva, sin-orogenica e attiva nel Miocene medio-superiore, e successivamente a una fase estensionale, attiva dal tardo Pliocene inferiore (zona a G. puncticulata), che portò alla formazione del Graben del Paglia-Tevere (Ambrosetti et al., 1987; Buonasorte et al., 1987; Cavinato & De Celles, 1999; Barchi et al., 2001). Tale fase estensionale post-collisionale, che aveva iniziato ad interessare tutto il margine tirrenico dell’Arco Appenninico settentrionale sin dal Tortoniano- Messiniano (Patacca et al., 1990; Cavinato & De Celles, 1999; Ghisetti & Vezzani, 1999; Carmignani et al., 2001;
Martini et al. 2001), è ritenuta connessa all’apertura del Bacino Tirrenico di retroarco, quale conseguenza della migrazione retrograda verso E della placca Adriatico- Apula a fronte della catena appenninica in compressione (Malinverno & Ryan, 1986; Royden et al., 1987;
Doglioni, 1991; Jolivet et al., 1998). L’estensione, migrando verso Est, coinvolse progressivamente questo segmento della catena appenninica utilizzando le rampe dei sistemi di accavallamento fino a propagarsi verso il margine esterno, adriatico, della catena (Cavinato & De Celles, 1999). I sistemi di faglie normali e/o trastensive a direzione prevalente NW-SE e immersione a SW causa- rono la formazione di una serie di bacini tettonico-sedi- mentari del tipo graben e half-graben con medesima dire- zione (Patacca et al., 1990; Martini & Sagri, 1993;
Barberi et al., 1994), e in subordine a direzione antiappen- ninica - bacini trasversali o transfer-related basins - (Zanchi & Tozzi, 1987; Faccenna et al., 1994a).
Nell’intero settore tosco-laziale tali bacini estensionali furono riempiti da successioni prevalentemente silicocla- stiche, di ambiente marino, di transizione e continentale -
“Neoautoctono” Auct.- (Martini & Sagri, 1993; Bossio et al., 1993, 1998; Cavinato et al., 1994), aventi spessore massimo di 3 km (Martini et al., 2001) e successivamen- te ricoperte da depositi vulcanici e vulcano-sedimentari spessi fino a 1000 m (Barberi et al., 1994).
Il Graben del Paglia-Tevere si estende longitudinal- mente per circa 100 km, è largo fino a 30 km, è formato dalla congiunzione di graben e semi-graben a direzione appenninica e antiappenninica (Fig. 1) e rappresenta la prosecuzione meridionale dei Bacini della Val di Chiana e di Radicofani (Funiciello et al., 1981; Bigi et al., 1992;
Barberi et al., 1994). Esso è delimitato ad oriente dalla struttura del Monte Peglia, dalla Dorsale Narnese- Amerina e dai Monti Sabini per mezzo di faglie bordiere, normali ad alto angolo. A occidente e a Nord è delimitato dall’horst del Monte Cetona, dalla “Dorsale Castel- l’Azzara-Monte Razzano” con l’horst semi-isolato di
Ferento (Baldi et al., 1974), e dagli alti strutturali di Sutri e di Cesano, tutte strutture a direzione appenninica e in buona parte sepolte dalle coperture vulcaniche quaterna- rie del Lazio settentrionale (Funiciello & Parotto, 1978;
Barberi et al., 1994). All’interno della depressione princi- pale si elevano gli horst isolati del Monte Soratte e dei Monti Cornicolani, che nel loro insieme formano la
“Dorsale Tiberina” (Chiocchini et al., 1975) e che divido- no longitudinalmente il settore meridionale del graben.
Il riempimento del bacino è costituito da sedimenti prevalentemente marini, ma anche di ambiente di transi- zione e continentale (Ambrosetti et al., 1987; Di Bella et al., 2000-2002; Girotti & Mancini, 2003). Lo spessore massimo dei depositi, valutato in base a dati gravimetri- ci e di perforazione, varia da un minimo di 300 m circa fino a 800-1000 m (Monte Cimino, Bagnoregio) (Funiciello & Parotto, 1978; De Rita et al., 1993a;
Barberi et al., 1994). Il depocentro è allungato in direzio- ne NNW-SSE, ma non corrisponde all’asse vallivo della M.V.T. essendo quest’ultimo spostato più a occidente e a Ovest della “Dorsale Tiberina”, nella zona più meridio- nale (Toro, 1978; Di Filippo & Toro, 1993; Barberi et al., 1994). Al di sotto dei sedimenti “neoautoctoni” sono presenti successioni carbonatico-silico-marnose e terri- gene, di età meso-cenozoica e appartenenti alle unità tet- tonico-sedimentarie toscane, liguri e umbro-sabine.
Queste ultime sono impilate per mezzo di thrust a dire- zione NW-SE e N-S ed Est vergenti (Buonasorte et al., 1987) e affiorano lungo il Pre-Appennino Umbro- Sabino e negli horst interni. Infine i sedimenti neogeni- co-quaternari sono coperti nel settore occidentale del bacino da potenti coltri vulcaniche e vulcano-sedimenta- rie, appartenenti ai distretti vulcanici Vulsino, Cimino- Vicano e Sabatino della Provincia Magmatica Laziale (Locardi et al., 1977; De Rita et al., 1988, 1993b;
Barberi et al., 1994; Peccerillo, 2002).
L’assetto strutturale del Bacino del Paglia-Tevere è complicato dalla presenza di numerosi elementi tettonici trasversali, quali faglie con cinematiche da normale a trascorrente e fratture sub-verticali, a direzione SW-NE prevalente ma anche E-W, cui spesso sono associati pic- coli sotto-bacini trasversali (Toro, 1978; Conti et al., 1980; Borghetti et al., 1981; Girotti & Piccardi, 1994;
Piccardi, 1994; Cattuto et al., 1997; Mancini &
Cavinato, in stampa). Tali strutture, molte delle quali attive dal Pliocene inferiore al Pleistocene medio e con- comitanti alla estensione del graben principale, ne inter- rompono la continuità longitudinale, e in alcuni casi hanno anche controllato la messa in posto di corpi mag- matici e la conseguente attività vulcanica dei Complessi dei Monti Vulsini, Cimini, Sabatini (Sollevanti 1983; De Rita et al., 1993b; Acocella & Funiciello, 2002). Faglie subverticali ad andamento N-S, a prevalente cinematica trascorrente destra e attive fino al Pleistocene superiore, sono state individuate in alcune zone della M.V.T. e aree limitrofe (Monte Soratte, Sabina occidentale, Monti Sabatini, Monti Cornicolani) (Faccenna & Funiciello, 1993; Faccenna et al., 1994b, 1994c). La più nota di tali faglie è la Faglia Sabina situata al margine nord-orienta-
Fig. 2 - Schema dei rapporti stratigrafici e delle unità rappresentate in carta. I numeri in grassetto fanno riferimento alla Carta del settore settentrionale, quelli in corsivo alla Carta del settore meridionale. A: unità continentali. B: unità di transizione. C: unità marine. D: unità vulcaniche e vulcano-sedimentarie. E: eteropia. F: superficie di inconformità. – Stratigraphic scheme. The units in bold are referred to the northern sector of the Geological Map of the M.V.T.; the units in italics are referred to the southern sector of the Map. A: non-marine units. B: transitional units. C: marine units. D: volcanic and volcano-sedimentary units. E: interdigitation. F: unconformity.
le del bacino, tra i Monti di Narni e i Monti Sabini, responsabile della formazione di piccoli bacini satelliti - Cottanello, Montasola, Casperia, Roccantica - riempiti da successioni marino-transizionali del Pleistocene infe- riore e interpretati come pull-a-part basins (Alfonsi et al., 1991; Girotti & Piccardi, 1994; D’Agostino et al., 1995).
NOTE ILLUSTRATIVE DELLA CARTA GEOLO- GICA DELLA MEDIA VALLE DEL TEVERE Vengono descritte qui di seguito le unità stratigrafiche rappresentate nelle due tavole fuori testo. Di tali unità vengono analizzati i caratteri litologici, sedimentologici, paleontologici e cronologici, e la loro posizione geogra- fica. Esse sono state raggruppate in base alle fasi di cicli- cità sedimentaria, vulcanica e di erosione che hanno interessato l’area. Per questo motivo si individuano:
unità pre e sinorogeniche; unità marine del I ciclo sedi- metario “neoautoctono”; unità marine, di transizione e continentali del II ciclo sedimentario “neoautoctono”;
unità sedimentarie, vulcano-sedimentarie e vulcaniche, continentali del tardo Pleistocene inferiore-Pleistocene medio pp.; unità sedimentarie, vulcano-sedimentarie e vulcaniche del Pleistocene medio-Olocene. Al fianco di ciascuna unità descritta sono riportati tra parentesi numeri in grassetto e in corsivo che fanno riferimento rispettivamente alla legenda della Carta del settore set- tentrionale e di quello meridionale (Fig. 2).
Unità pre e sinorogeniche Unità meso-cenozoiche indifferenziate (30, 34)
Queste unità non sono l’oggetto specifico di studio nel presente lavoro, né sono state differenziate in carta poi- ché rappresentano il substrato delle numerose unità plio- ceniche e quaternarie, sedimentarie, vulcaniche e vulca- no-sedimentarie affioranti nella M.V.T. Si rimanda per- tanto alla abbondante e dettagliata letteratura sulle unità litostratigrafiche e assetto tettonico del substrato, pur descrivendo sommariamente i principali affioramenti.
Nel settore settentrionale affiorano calcareniti ben stratificate a macroforaminiferi dell’Eocene medio- superiore (“Nummulitico” Auct.), a Fèrento (Buonasorte et al., 1987; Civitelli & Corda, 1988), e arenarie torbidi- tiche riferibili alla formazione del Macigno (Oligocene- Miocene inferiore) (Bertini et al., 1971), in limitati affio- ramenti in destra e in sinistra del Tevere a Est di Castiglione in Teverina.
I Monti Amerini, di Narni, Sabini e Lucretili sono caratterizzati dall’affioramento di tutti i termini delle classiche successioni “bacinali” e di transizione, umbra e umbro-sabina Auct., dai Calcari e Marne a Raethavicula contorta (Trias superiore) fino alla forma- zione del Bisciaro (Miocene inferiore-medio) (Fazzini, 1968; Bertini et al., 1971; Chiocchini et al., 1975;
Parotto & Praturlon, 1975; Accordi & Carbone, 1988;
Cosentino & Parotto, 1988; Cosentino et al., 1993).
Recentemente buona parte dei termini carbonatici affio-
ranti nei Monti Sabini settentrionali, al margine nord- orientale della M.V.T., è stata attribuita ad una successio- ne di piattaforma carbonatica pelagica, Sabina Plateau (Galluzzo & Santantonio, 2002), di età compresa tra il Pliensbachiano e il Cretaceo basale. Sempre sui Monti Sabini settentrionali è presente un limitato affioramento di torbiditi pelagiche, attribuito alla formazione Marnoso Arenacea (Serravalliano-Tortoniano) (Civitelli & Corda, 1988).
Sul Monte Soratte, strutturalmente costituito da tre scaglie tettoniche sovrapposte, affiorano litotipi della successione Umbro-Sabina: “calcari scuri a Triasina”
(Trias superiore), Calcare Massiccio, Corniola, “calcari a G. oxfordiana” e “calcari a Filaments”, Maiolica e lembi di Scaglia turoniana e oligocenica (Funiciello &
Parotto, 1978; Bortolani & Carugno, 1979; Mariotti, 1993).
Numerosi affioramenti del substrato, appartenenti in particolare alle formazioni del Calcare Massiccio, Corniola e Scaglia, sono interessati da elementi morfolo- gici erosivi e bioerosivi, quali piattaforme di abrasione fossili, solchi di battente e allineamenti di fori di organi- smi litofagi, indicatori dello stazionamento del livello del mare durante il Pliocene e il Pleistocene basale. Tali elementi sono evidenti lungo tutto il margine occidenta- le dei Monti Amerini, di Narni, Sabini e Lucretili (Ambrosetti et al., 1987; Cosentino et al., 1993; Girotti
& Piccardi, 1994; D’Agostino et al., 1995), mentre non sono stati trovati lungo i versanti del Monte Soratte e dei rilievi immediatamente a Sud di questo, benché Maxia (1944) li abbia segnalati sui calcari di Monte Cupellone presso Fiano a quota 268 m. Nella Carta Geologica sono rappresentati in rosso alcuni allineamenti di fori di lito- fagi con relativa quota, attribuiti al ciclo sedimentario del Gelasiano terminale-Santerniano (vedi oltre) e riferi- bili a diversi stazionamenti del livello del mare.
Unità marine del I ciclo sedimentario
“neoautoctono”
Le unità postorogene affioranti nella M.V.T. indivi- duano due cicli sedimentari marini discordanti sul sub- strato meso-cenozoico. Il primo ciclo è caratterizzato da depositi meso-supra pliocenici della Unità di Tenaglie- Fosso San Martino, coperti in discordanza dai depositi del ciclo successivo.
Unità di Tenaglie-Fosso San Martino (29, 32-33) L’Unità di Tenaglie-Fosso San Martino affiora nel set- tore più settentrionale della M.V.T., nella zona di Tenaglie-Baschi, e in quella più meridionale presso il Monte Soratte. Nel settore settentrionale questa unità cor- risponde alla formazione delle “Sabbie a Flabellipecten”, sensu Ambrosetti et al. (1987), unità litostratigrafica ancora da formalizzare. Nella Unità di Tenaglie-Fosso San Martino vengono differenziati due termini eteropici tra loro: calcareniti bioclastiche e brecce cementate (33);
sabbie, arenarie e sabbie bioclastiche (29, 32).
Calcareniti bioclastiche e brecce cementate (33) Questi litotipi ammantano i rilievi mesozoici a Sud del Monte Soratte, con spessori variabili in affioramento da pochi metri fino a un massimo di 100 m.
Le brecce, con in subordine puddinghe, sono mal stra- tificate, spesso mal classate, ma molto ben cementate. I diametri dei clasti variano da pochi centimetri fino a un metro, mentre le loro forme variano da spigolose a ben arrotondate. La natura dei clasti è prevalentemente cal- carea, soprattutto calcari bioclastici a cemento sparitico, e in subordine silicea. Il contenuto paleontologico è costituito da rari macroforaminiferi, come Rotalidi, Elphidium spp., Amphistegina spp., e da modelli interni di gasteropodi. Le ruditi passano in continuità laterale e verticale a calcareniti bioclastiche grossolane, localmen- te conosciute come “Macco” (Maxia, 1944; 1946), spes- so massive, ma talvolta a stratificazione tabulare e giaci- tura suborizzontale. Questo litotipo è caratterizzato da una ricca associazione fossile a briozoi, rodoliti, coralli, balanidi, pectinidi e macroforaminiferi. L’abbondante presenza di Amphistegina spp. e il ritrovamento di Globorotalia crassaformis e Bulimina marginata (Esu et al., 1988; Buonasorte et al., 1991; Carboni et al., 1993a;
Di Bella et al., 2000-2002) permettono di attribuire que- sta unità al Pliocene medio-Pliocene superiore pp., zona MPL5 (Cita, 1975).
L’ambiente di sedimentazione è costiero, di spiaggia sommersa prossima a coste rocciose, e di clima caldo.
Questo termine è eteropico al successivo nella zona di Fiano. Età: Piacenziano pp.-Gelasiano pp.
Sabbie, arenarie e sabbie bioclastiche (29, 32) Si tratta di depositi arenitici stratificati in bancate tabulari dello spessore metrico, con lenti ghiaiose a stra- tificazione piana o incrociata. Le sabbie sono quarzose, localmente calcaree nei pressi del substrato mesozoico e argillose nelle località più distali, e spesso cementate da carbonato. Le ghiaie sono in prevalenza costituite da ciottoli calcarei e arenacei, mentre nelle sabbie e nelle arenarie sono abbondanti i bioclasti, costituiti da fram-
menti di molluschi, briozoi, brachiopodi, coralli e rodo- liti (Fig. 3).
Le aree di affioramento sono situate a SSW del Monte Soratte e nel settore più settentrionale della M.V.T., in sinistra del Tevere. Le giaciture sono suborizzontali nella prima zona, mentre nella seconda sono leggermen- te inclinate fino a 8° verso NE. Gli spessori massimi sono di 250 m nel settore settentrionale e circa 60 m in quello meridionale.
La malacofauna è abbondante (Malatesta, 1974;
Bortolani & Carugno, 1979; Piccardi, 1993) e annovera:
Pecten (Flabellipecten) flabelliformis, P. jacobaeus, Chlamys (Gigantopecten) latissima, C. (Aequipecten) scabrella, C. seniensis, C. varia, Amusium cristatum, Arca noae, Chama placentina, Lucinoma persolida, Nucula placentina, Ostrea lamellosa, Corbula gibba, Conus antidiluvianus, C. brocchii, Amyclina italica, A.
semistriata, Aporrhais pespelecani, Archimediella spira- ta, Elaeocyma exilis, Sveltia varicosa, Mitrella nassoi- des, Mitra planicostata, Haustator vermicularis, Hinia (Uzita) clathrata, H. prismatica, Natica tigrina, Petaloconcus intortus, Strioterebrum pliocenicum, Piramidella plicosa, Fusinus longiroster, Dentalium spp., Terebratula ampulla, Cladocora coespitosa. La microfauna (Ambrosetti et al., 1987; Piccardi, 1993) è caratterizzata da Globorotalia aemiliana, Ammonia spp., Elphidium spp., Amphistegina spp., B. marginata.
L’ambiente è infralitorale, ma maggiormente distale rispetto all’unità precedente. Età: Piacenziano pp.- Gelasiano pp.
Unità marine, di transizione e continentali del II ciclo sedimentario “neoautoctono”
Il secondo ciclo sedimentario post-orogeno è costitui- to dalle: Formazione del Chiani-Tevere, Formazione di Poggio Mirteto e Formazione di Giove in Teverina. In particolare le Formazioni del Chiani-Tevere e di Poggio Mirteto sono eteropiche tra loro e poggiano in inconfor- mità sul substrato meso-cenozoico e sull’Unità di Tenaglie-Fosso San Martino. La Formazione di Giove in Teverina copre la Formazione del Chiani-Tevere, ad occidente dei Monti Amerini. Le giaciture delle forma- zioni sono generalmente suborizzontali, anche se la tet- tonica post-sedimentaria ha determinato locali bascula- menti. Infatti presso il Monte Soratte la Formazione del Chiani-Tevere immerge verso E e NE generalmente di pochi gradi, 4°-5°, ma localmente raggiunge 35°.
Formazione del Chiani-Tevere (22-28, 24-31) La Formazione del Chiani-Tevere, già “Argille sabbio- se del Chiani-Tevere” in Ambrosetti et al. (1987), è com- posta prevalentemente da litotipi argilloso-sabbiosi di ambiente marino e salmastro, e subordinatamente da depositi ghiaiosi e travertini di ambiente di transizione e continentale. Essa affiora diffusamente: in tutta la M.V.T.; più a Nord di essa, sul lato orientale della valle del Chiani-bassa valle del Paglia, tra Baschi e Monteleone di Orvieto; a Sud della M.V.T. sia in sinistra
Fig. 3 - Unità di Tenaglie-Fosso San Martino: arenarie fossilifere.
Baschi.
– Tenaglie-Fosso San Martino Unit: fossiliferous sandstone. Baschi.
del Tevere, fino alla zona di Monterotondo-Vallericca, che in destra del fiume fino a Riano (Ambrosetti et al., 1987; Carboni et al., 1993b; Di Bella, 1995; Carboni &
Di Bella, 1996a; Girotti & Mancini, 2003).
Lo spessore varia a seconda delle zone: presso Bagnoregio questa unità affiora dalla quota minima di 100 m fino a quota 420 m; ad Alviano da quota 70 a quota 350 m; nella valle del Treia si va da 50 m fino a poco oltre 200 m; a Sud di Montopoli da 60 m a 300 m.
Lo spessore massimo in affioramento supera quindi 300 m, ma potrebbe essere anche maggiore poiché la base raramente è affiorante. Le poche perforazioni che hanno interessato tale formazione (Fiano, Orte Scalo) non ne hanno raggiunto la base (Di Bella, 1995; Carboni & Di Bella, 1996b). Non si possono escludere condizioni di continuità verticale nel sottosuolo tra i depositi meso- supra pliocenici del I ciclo e la Formazione del Chiani- Tevere, così come è documentato su base biostratigrafi-
Fig. 4 - Membro di Civitella San Paolo:
sezione tipo di Fiano-Cava Brecceto (sezio- ne 16 in appendice).
– Civitella San Paolo Member: type sec- tion at Fiano-Brecceto Quarry (section 16 in the appendix).
Fig. 5 - Litofacies del Membro di Civitella San Paolo:
a) sabbie siltose bioturbate (Thalassinoides) di ambiente di shoreface inferiore; b) sabbie e ghiaie interdigitate di ambiente di shoreface superiore; c) ghiaie clinostratificate di ambiente di rampa (beachfa- ce inferiore), sormontate da ghiaie fini di battigia (beachface superiore). Fiano-Cava di Brecceto.
– Lithofacies of the Civitella San Paolo Member: a) lower shoreface, bioturbated silty sands with Thalassi- noides; b) upper shoreface sands interfingered with clinostratified gravels; c) lower beachface, clinostrat- ified gravels, overlain by upper beachface fine grav- els. Fiano-Brecceto Quarry.
ca nella bassa valle del Tevere a Vallericca (Arias et al., 1990; Carboni et al., 1993b) e nel sottosuolo dei Monti Sabatini (Carboni & Palagi, 1998). La vasta diffusione areale e il notevole spessore affiorante rendono la Formazione del Chiani-Tevere la più importante tra le formazioni neogenico-quaternarie della M.V.T., anche perchè essa funge da bedrock per tutte le unità quaterna- rie successive. Tale formazione è stata suddivisa in unità, sia formali, come i Membri di Civitella San Paolo, di Torrita Tiberina e di Vasanello (vedi oltre), che informa- li, per il gran numero e varietà di litotipi e per i caratteri di facies, paleontologici e paleoambientali riconosciuti sul terreno. Si propone come possibile sezione-tipo la sezione di Tenaglie-Stiacciarelle (vedi in appendice la sezione 1), laddove affiora la base della formazione.
Membro di Civitella San Paolo (31)
Il Membro di Civitella San Paolo affiora alla base della formazione nel settore meridionale della M.V.T., e più precisamente a Est-Sud Est del Monte Soratte, nella zona di Fiano-Civitella San Paolo. È costituito da alter- nanze di sabbie grossolane a stratificazione incrociata o massive e di ghiaie clinostratificate, di ambiente di trans- izione, e ha spessore massimo in affioramento di 110 m (Fig. 4). Lateralmente verso Ovest esso poggia per con- tatto tettonico sul substrato meso-cenozoico, verso Est è eteropico alle ghiaie e sabbie fluviali della Formazione di Poggio Mirteto e verso NNW è lateralmente continuo alle sabbie e argille marine basali della Formazione del Chiani-Tevere.
Ciascuna alternanza di sabbie e ghiaie si sviluppa ver- ticalmente per spessori metrici, da 2 a un massimo di 8 m, e identifica una sequenza di facies coarsening up.
Ogni sequenza è generalmente caratterizzata alla base da una netta superficie planare, su cui poggiano sabbie limose massive, intensamente bioturbate (Fig. 5a) con abbondanti Thalassinoides, e gradualmente passanti a sabbie grossolane ben classate a stratificazione incrocia- ta in genere mal definita. Tali sabbie si interdigitano verso l’alto e verso Est a lingue cuneiformi di ghiaie grossolane, con ciottoli di forma prevalentemente sub- sferica e ricche in matrice sabbiosa (Fig. 5b), che rappre- sentano le terminazioni laterali di ghiaie grossolane cli- nostratificate e ben classate. Le clinostratificazioni immergono essenzialmente verso WSW, benché non manchino set immergenti verso Est, con inclinazioni fino a 20° (Fig. 5c). I clasti hanno forma lamellare e dis- coidale, con gli assi maggiori paralleli alle clinostratifi- cazioni. Le ghiaie clinostratificate passano poi vertical- mente a strati, planari e spessi pochi decimetri, di ghiaie fini inversamente gradate, con clasti lamellari e disco- idali embricati, e sono raramente ricoperte da peliti gri- gie. Queste ultime contengono molluschi di ambiente salmastro (Potamides, Cerastoderma). Talvolta le ghiaie sono organizzate in corpi tabulari di spessore metrico, contenenti lenti di sabbie a stratificazione incrociata piana a basso angolo. L’associazione di facies che carat- terizza il Membro di Civitella San Paolo è riferibile
all’ambiente costiero di spiaggia ghiaiosa progradante, prograding gravelly beach sensu Massari & Parea (1988), dominata dal moto ondoso e dagli apporti clasti- ci grossolani. Le sabbie sono interpretabili come deposi- ti di shoreface, passanti a ghiaie clinostratificate di ambiente di beachface inferiore (o rampa), e infine a depositi di battigia (beachface superiore) e di retrospiag- gia (peliti di ambiente lagunare).
Le sabbie sono essenzialmente costituite da quarzo e muscovite, mentre i clasti grossolani sono di natura cal- carea, arenacea e silicea prevalente, per lo più ascrivibi- li alle formazioni meso-cenozoiche affioranti sul Monte Soratte e sui Monti Sabini. Sono comuni in particolare ciottoli calcarenitici a nummuliti, di probabile prove- nienza sabina, e clasti calcarenitici ad Amphistegina rife- ribili alla Unità di Tenaglie-Fosso San Martino (Mancini, 2000). In letteratura inoltre è noto il ritrova- mento di clasti calcarei a Cuneolina (Bortolani &
Carugno, 1979), che indica provenienze dalle successio- ni calcaree della Piattaforma Laziale-Abruzzese, i cui siti di affioramento più vicini sono localizzati sul Monte Nuria, a Est di Rieti.
Le sabbie sono in genere povere di fossili, per lo più rappresentati da Ostrea spp. e balanidi, mentre nelle ghiaie fini tabulari spesso si rinvengono Anomia ephip- pium e bioturbazioni del tipo armoured burrows. I ciot- toli di ambiente di battigia sono spesso forati da organi- smi litofagi.
Il Membro di Civitella San Paolo è interpretato come il fronte e la piana deltizia inferiore del sistema fluviale del “Paleofarfa” progradante dai Monti Sabini verso il bacino (Clerici, 1895a; 1929; Chiocchini et al., 1975;
Girotti & Mancini, 2003; Mancini & Cavinato, in stam- pa). Si propone come sezione-tipo per questo membro la sezione di Fiano Romano-Cava di Brecceto (vedi in appendice la sezione 16). Età: Gelasiano superiore- Santerniano.
Livello calcarenitico bioclastico (30)
Si tratta di un orizzonte tabulare potente pochi metri (Fig. 6), già segnalato in Bortolani & Carugno (1979), presente nella M.V.T. meridionale solo ad oriente del Monte Soratte. Lo spessore varia tra 7 m, presso Sant’Oreste, e 2 m in sinistra del Tevere.
Litologicamente è una calcarenite bioclastica grosso- lana, massiva o stratificata in grosse bancate di spessore metrico, ben cementata, leggera ma tenace, con abbon- dantissimi resti fossili spesso frammentati. Verso Est la calcarenite passa a una puddinga molto cementata. Tra i fossili si riconoscono: rodoliti, briozoi, serpulidi, coralli, balanidi, echinidi ben conservati, foraminiferi dei generi Ammonia ed Elphidium. Relativamente ai molluschi, spesso si rinvengono alla base forme rielaborate dai livelli sottostanti, come Anadara, Cerastoderma, Potamides di ambiente salmastro, associate a organismi di associazioni autoctone, come alghe e briozoi. Più in alto abbondano molluschi di ambiente francamente marino, come Glycymeris violacescens, G. inflata,
Panopea, Pinna, pectinidi, spesso conservati come modelli interni e in posizione vitale, ed echinidi. Più rari sono i litoclasti, generalmente costituiti da piccoli ciotto- li calcarei subsferici, con diametri variabili tra 1-3 cm.
L’ambiente di sedimentazione è francamente marino, poco profondo, di acque agitate e calde. La caoticità del- l’accumulo, la posizione stratigrafica, compresa al letto dai depositi costieri del Membro di Civitella San Paolo e da quelli fluviali della Formazione di Poggio Mirteto e al tetto da silt sabbiosi francamente marini (vedi oltre), e infine la netta base erosiva inducono ad interpretare que- sto deposito come un transgressive lag deposit, mentre la base potrebbe rappresentare una superficie di ravine- ment (Girotti & Mancini, 2003; Mancini & Cavinato, in stampa). Tale livello è probabilmente correlabile per
posizione stratigrafica a un orizzonte di sabbie bioclasti- che cementate, affiorante nella sezione di Vallericca (Carboni et al., 1993 b; Girotti & Mancini, 2003) e rica- dente al di sopra del limite Gelasiano-Santerniano. Età:
Santerniano.
Argille sabbiose di ambiente marino (28, 29)
Sedimenti pelitici, argille e silt sabbiosi, di ambiente marino affiorano diffusamente in tutta la M.V.T. In gene- rale essi sono presenti alla base della formazione, in par- ticolare nelle zone di Bagnoregio, Alviano, Bassano in Teverina, Magliano Sabina, a Ovest del Torrente Treia e del Fosso San Martino, dove sono coperti in continuità verticale da sabbie siltose e silt di ambiente marino. A Est del Monte Soratte questi depositi pelitici coprono in
Fig. 7 - Formazione del Chiani-Tevere: a) argille sabbiose di ambiente di piattaforma affio- ranti nella sezione di Lugnano-Coste Ramici (sezione 2 in appendice); b) livelli sabbiosi torbiditici (Civita Castellana-Rio Filetto); c) silt sabbiosi massivi contenenti Sinodia broc- chii in posizione di vita (Fosso Liano, sezione 13 in appendice).
– Chiani-Tevere Formation: a) shelf sandy clays, cropping out at Lugnano-Coste Ramici (section 2 in appendix); b) turbidite sandy levels (Civita Castellana-Rio Filetto); c) massi- ve sandy silt with Sinodia brocchii in life position (Fosso Liano, section 13 in appendix).
Fig. 6 - Formazione del Chiani-Tevere:
livello calcarenitico bioclastico (CA) sovrastante le ghiaie del Membro di Civitella San Paolo (MCSP). Civitella San Paolo-Monte Marino.
– Chiani-Tevere Formation: bioclastic calcarenite level (CA) overlaying beach- face gravels of the Civitella San Paolo Member (MCSP). Civitella San Paolo- Monte Marino.
continuità il livello calcarenitico bioclastico precedente- mente descritto e si interdigitano a sedimenti più grosso- lani, come sabbie e ghiaie di ambiente costiero. Lo spes- sore massimo, maggiore di 200 m, viene raggiunto nelle zone di Bagnoregio e di Attigliano-Lugnano (Fig. 7a), dove tali argille e silt sono intensamente soggette a ero- sione di tipo calanchivo.
Questa unità presenta stratificazione orizzontale piana mal definita. Raramente si notano strati sabbiosi di tipo torbiditico (Fig. 7b), di spessore decimetrico, riconosci- bili per la gradazione normale e per la presenza di livel- li massivi in basso e laminati in alto, di impronte erosi- ve e controimpronte di fondo, e di accumuli caotici fos- siliferi. Più frequenti sono i livelli di sabbie fini a strati- ficazione incrociata gibbosa del tipo hummocky cross stratification, di spessore decimetrico, e livelli a lamine eterolitiche siltoso-sabbiose.
La malacofauna è molto abbondante (Piccardi, 1993;
Santucci, 1997; Mancini, 2000), soprattutto nelle porzio- ni siltose della unità, e annovera: Sinodia brocchii (Fig.
7c), Panopea glycimeris, Callista chione, Venus nux, Achantocardia mucronata, Cardium indicum, Anadara pectinata, Pecten jacobaeus, Chlamys spp., Ficus condi- tus subintermedius, Amyclina semistriata, Elaeocyma exilis, Metula mitraeformis, Turritella aspera, Sveltia varicosa, Nassarius spp., Hinia clathrata. Nelle argille sono frequenti: Corbula (Vericorbula) gibba, Aporrhais pespelecani, A. uttingeriana, Natica tigrina, Archime- diella spirata, Turritella tricarinata, Dentalium (Antalis) fossile, D. rectum, D. sextangulum, Ditrupa sp. Scarsi esemplari di Portlandia cfr. P. impressa, “ospite borea- le” comparso per immigrazione alla base del Santerniano (Malatesta & Zarlenga, 1986a), sono stati trovati presso Collevecchio in Sabina, in località Casa Favetta-Vallerano (Santucci, 1997).
La microfauna è caratterizzata da Bulimina marginata, B. elegans marginata, B. etnea (specialmente nelle por- zioni più alte dell’unità), Bolivina alata, Cassidulina carinata, Valvulinerina bradyana, Uvigerina peregrina, mentre nei livelli siltosi si rinvengono prevalentemente Ammonia inflata, Triloculina austriaca, Quinqueloculina spp., Florilus boueanus. Nei livelli basali a Lugnano è stata trovata Globorotalia inflata (Piccardi, 1993) (vedi in appendice la sezione 2), marker planctonico del Gela- siano-Santerniano basale, mentre più in alto nella succes- sione si rinvengono Globigerinoides tenellus, Globige- rina aff. G. calida calida, G. calabra e, molto rara, G.
cariacoensis (Di Gesu, 1990; Piccardi, 1993; Di Bella 1995; Carboni & Di Bella, 1996b; Di Bella et al., 2000- 2002), foraminiferi planctonici che compaiono dalla base del Santerniano o poco oltre. Relativamente alla ostraco- fauna (Valli, 1997; Mancini, 2000) si segnalano:
Henryhowella sarsii, Parakrithe dimorpha, Cytherella vulgatella, C. scutulum, Cytheropteron monoceros, Cytheropteron sp., Cantocythereis histrix, Costa edward- si uncinata, Bosquetina sp., Pterygocythereis jonesii, Ruggieria tetraptera, Myocyprideis italiana.
L’insieme dei dati sedimentologici e paleontologici indica che questa unità è riferibile ad ambiente marino di
offshore con associazioni faunistiche del piano circalito- rale, gradualmente passante verso l’alto all’ambiente di transizione offshore-shoreface, con associazioni del piano infralitorale profondo e substrato siltoso.
Le associazioni a foraminiferi e a molluschi osservate permettono di attribuire a questi depositi l’età Gelasiano superiore-Santerniano. Inoltre analisi del rapporto
87Sr/86Sr, misurato su gusci di molluschi e celenterati campionati in vari livelli della formazione (Girotti &
Mancini, 2003), hanno fornito valori numerici compresi tra 0,709068 e 0,709083, corrispondenti a circa 1,7-1,5 Ma (Hodell et al., 1991). Più in dettaglio il Gelasiano superiore è segnalato in poche località, anche in base a dati magnetostratigrafici (Florindo & Sagnotti, 1995) e radiometrici (Arias et al., 1980, 1990). In affioramento esso è presente: nella zona di Lugnano-Coste Ramici; a Nazzano-Torrita Tiberina, in destra del Tevere; a Fosso Liano presso Cantalupo in Sabina e a Vallericca, in sini- stra del Tevere (Carboni & Giardini, 1992; Carboni et al., 1993b; Piccardi, 1993; Borzi et al., 1998; Di Bella et al., 2000-2002). In sondaggio il Gelasiano superiore è stato individuato nel sottosuolo di Orte (Carboni & Di Bella, 1996b). Tuttavia Girotti & Mancini (2003) attri- buiscono gli affioramenti di Liano e Nazzano-Torrita Tiberina (sezioni 12 e 14 in appendice) interamente al Santerniano per correlazione stratigrafica e sulla base dei dati stratigrafico-isotopici.
Sabbie siltose e silt di ambiente marino (27, 28) Queste sabbie e silt di ambiente infralitorale caratteriz- zano prevalentemente la parte alta della formazione, poi- ché coprono in regressione le argille e silt di ambiente circalitorale e infralitorale profondo. Affiorano prevalen- temente nel settore centrale e orientale della M.V.T. dove sono eteropiche ai depositi costieri ghiaiosi e sabbiosi, oppure poggiano in trasgressione sul substrato meso- cenozoico e sulla Unità di Tenaglie-Fosso San Martino.
Lo spessore massimo di questa unità è di circa 230 m e tende a diminuire verso Ovest, dove le sabbie siltose si inerdigitano, coprendole, alle argille sabbiose di ambien- te profondo.
Questi depositi si presentano a stratificazione piana orizzontale ben evidente oppure a stratificazione incro- ciata curva, con frequenti strutture del tipo swaley e hummocky cross stratification (Fig. 8), sia nella sequen- za standard sia in quella più diffusa di tipo “amalgama- ted” (Dott & Bourgeois, 1982). Anche le bioturbazioni sono molto frequenti e annoverano gli icnogeneri Ophiomorpha, Thalassinoides, Scolicia e Skolithos.
Nella zona compresa tra Torrita Tiberina e Ponzano la stratificazione è più complessa ed è costituita da set di lamine incrociate concave verso l’alto o sigmoidali spes- so ad alto angolo, dello spessore decimetrico (probabili megaripple). Si rinvengono anche corpi lentiformi (len- ticular bedding sensu Leithold & Bourgeois, (1984)) o tabulari ghiaiosi dello spessore metrico, costituiti da cla- sti di media o piccola pezzatura ben arrotondati, proba- bilmente depositati al fronte di spiagge da parte di siste-
mi fluvio-deltizi. Tutte queste strutture sono caratteristi- che degli ambienti di spiaggia sommersa, in particolare della parte inferiore.
L’associazione macrofaunistica (Piccardi, 1993;
Santucci, 1997; Mancini, 2000) è abbondante e costitui- ta da: Venus (Ventricoloidaea) multilamella, Cardium hians, Cardites antiquatus pectinatus, Pinna tetragona, Panopea glycimeris, Ostrea lamellosa, Pecten jaco- baeus, Chlamys varia, C. multistriata, C. flexuosa, Amusium cristatum, Callista chione, Chama placentina, C. gryphoides, Azorinus chamasolen, Glans intermedia, Spondylus sp., Pinna sp., Conus mediterraneus, Amy-
clina semistriata, Murex brandaris torularius, Gibbula brocchii, Nassarius chlatratus, N. mutabilis, Cladocora coespitosa. La microfauna è caratteristica del piano infralitorale e annovera: Ammonia spp. Elphidium spp., Cancris auriculus, Cibicides lobatulus, Florilus bouea- nus, e talvolta Bulimina etnea. L’ostracofauna (Orsini, 1996; Berto, 1996; Valli, 1997) è caratterizzata da: Loxo- conca exagona, Carinocythereis antiquata, Semi- cytherura aff. S. inversa, Aurila interpretis, A. convexa, Cytheridea neapolitana, Xestoleberis dispar, X. commu- nis, Leptocythere macella, L. rara, Loxoconca gibbero- sa, Bairdia sp., Neocytherideis cfr. N. fasciata, Eucythere curta. Età: Gelasiano superiore-Santerniano.
Membro di Torrita Tiberina (26, 27)
Il Membro di Torrita Tiberina (Fig. 9) affiora diffusa- mente a Est del Monte Soratte, mentre depositi ascrivibi- li a questa unità affiorano in modo più circoscritto presso Orte, Amelia e Tarano. Esso è costituito da alternanze di sabbie grossolane massive o a stratificazione incrociata, di ambiente di spiaggia sommersa, e di ghiaie clinostrati- ficate, di ambiente di spiaggia ghiaiosa progradante e bat- tigia. Si riconoscono diverse sequenze coarsening-up di facies, di spessore variabile tra 2 e 8 m. Queste sono orga- nizzate in un set di sequenze, cuneiforme ed eteropico alle sabbie e silt di ambiente infralitorale, verso Ovest, e alle sabbie e ghiaie fluviali della Formazione di Poggio Mirteto, verso Est (vedi oltre). Lo spessore massimo è di 70 m e tende a diminuire verso Ovest.
I ciottoli sono prevalentemente calcarei e subordinata- mente arenacei e silicei, e spesso sono cariati da organi- smi litofagi. Tra i macrofossili si rinvengono Ostrea edu- lis, Anomia ephippium e balanidi; tra i foraminiferi sono presenti per lo più Elphidium spp. e Ammonia spp. Questa unità può essere interpretata come fronte deltizio del sistema fluviale del “Paleofarfa” Auct., e individua una fase di progradazione fluvio-deltizia più recente rispetto al Membro di Civitella San Paolo. Si propone come sezione tipo per questa unità la sezione di Torrita Tiberina-Nazzano (vedi la sezione 15 in appendice). Età:
Santerniano.
Sabbie siltose di ambiente salmastro (25)
Questi depositi corrispondono alla “facies salmastra”
delle Argille sabbiose del Chiani-Tevere (Ambrosetti et
Fig. 9 - Membro di Torrita Tiberina:
sezione tipo (sezione 15 in appendi- ce).
– Torrita Tiberina Member: type sec- tion (section 15 in appendix).
Fig. 8 - Formazione del Chiani-Tevere: stratificazione incrociata di tipo hummocky, nelle sabbie fini di ambiente di shoreface inferiore.
Ponzano Romano.
– Chiani-Tevere Formation: lower shoreface, fine sand with hum- mocky cross stratification. Ponzano Romano.
al., 1987) e sono molto diffusi nel settore orientale del bacino, a Ovest dei Monti Amerini e di Narni. Sono ete- ropici verso Ovest alle sabbie e silt di ambiente infralito- rale, mentre a Est poggiano in inconformità sul substra- to meso-cenozoico e contengono al loro interno lenti limoso-calcaree e travertinose (vedi oltre). Lo spessore complessivo raggiunge i 270 m, ma tende a diminuire rapidamente verso Ovest e verso Sud. Litologicamente si tratta di sabbie limoso-argillose e silt sabbiosi a stratifi- cazione piana non sempre ben evidente, spesso con lami- ne eterolitiche siltoso-sabbiose, piano-parallele.
Raramente si rinvengono corpi lentiformi o tabulari di ghiaie fini ben arrotondate.
Il carattere principale di questa unità è la presenza di una ricca associazione fossile oligotipica, composta da molluschi e foraminiferi che tollerano bassi valori di salinità delle acque. Vi si rinvengono infatti: Cerasto- derma glaucum, Ostrea edulis, Anadara darwini, Nassa bollensis, Trunculariopsis truncula conglobata, Bittium deshayesi, Potamides tricinctus, Thericium vulgatum, Melanopsis affinis tra i molluschi; Ammonia tepida, A.
parkinsoniana, Aubignyna perlucida tra i foraminiferi;
Ilyocypris brady, Cypridopsis vidua, Pseudocandona sp., Cyprideis torosa, Loxoconcha spp., Aurila cfr. A.
prasina, Candona spp. tra gli ostracodi.
I sedimenti di questa unità sono interpretati come appartenenti sia a sistemi costieri di laguna e di piana
deltizia, sia ad antichi fronti deltizi dominati da apporti sabbioso-limosi. Età: Gelasiano superiore-Santerniano.
Membro di Vasanello (24, 26)
Il Membro di Vasanello (Fig. 10) affiora nei settori orientali della M.V.T., presso Orte e Vasanello e a ENE del Monte Soratte. Analogamente ai Membri di Civitella San Paolo e di Torrita Tiberina, esso è un corpo cuneifor- me, costitiuto da sabbie e ghiaie, progradante e interdi- gitato ai depositi sabbiosi francamente marini della for- mazione, verso WSW. È eteropico verso Est ai depositi fluviali della Formazione di Poggio Mirteto, ad Est del Monte Soratte, mentre più a Nord nella zona di Orte era lateralmente continuo a depositi fluviali provenienti dal Bacino Tiberino sud-occidentale. Di questi ultimi tutta- via restano poche evidenze sedimentarie presso Amelia e Narni. Il Membro di Vasanello rappresenta l’ultimo episodio di progradazione deltizia all’interno del bacino del Chiani-Tevere (Girotti & Mancini, 2003).
Litologicamente questa unità è costituita da alternanze regolari di sabbie grossolane a stratificazione incrociata curva, di ambiente di spiaggia sommersa, e di ghiaie cli- nostratificate, di ambiente di rampa e battigia (beachfa- ce). Ciascuna alternanza rappresenta una sequenza di facies coarsening up, avente spessore variabile da 3 a 8 m. Nelle sabbie si notano bioturbazioni quali Arenico- lites e Thalassinoides, mentre il contenuto fossilifero è limitato ad Ostrea spp., Ammonia spp. ed Elphidium spp.
I ciottoli delle ghiaie, di natura prevalentemente calcarea e silicea, sono spesso forati da organismi litofagi.
Raramente al tetto di alcune sequenze (Vasanello, Bassano in Teverina), si rinvengono lenti di limi sabbio- si-argillosi grigi, massivi, contenti rari resti di Bithynia sp. e ostracodi di acque dolci e salmastre come Candona sp., Ilyocypris brady, Cypridopsis vidua. Lo spessore totale massimo della unità è di 70 m, nella valle del Rio Paranza presso Orte. Per questa unità si propone come sezione tipo la sezione di Vasanello (vedi in appendice la sezione 6). Età: Santerniano.
Sabbie grossolane di ambiente di spiaggia (25) Si tratta di sabbie medio-grossolane, ben classate, di natura quarzosa o muscovitica, organizzate in set cunei- formi, di spessore decimetrico, di lamine piane a basso angolo. Esse coprono al tetto della formazione le facies marine di ambiente infralitorale e quelle ghiaioso-sab- biose di spiaggia progradante. Sono interpretate come sabbie di ambiente di spiaggia sommersa superiore e di battigia, e affiorano diffusamente a Ovest dei Monti Sabini, presso Stimigliano, Cantalupo e Nazzano. Non sono fossilifere, ma talvolta si notano bioturbazioni del- l’icnogenere Skolithos. Lo spessore massimo è di 30 m.
Queste sabbie sono state differenziate dai termini franca- mente marini, cui sono associate, poiché indicano lo sta- zionamento del livello del mare e la posizione della linea di riva lungo barre semi-sommerse, lontano dal margine orientale del bacino. Età: Santerniano.
Fig. 10 - Membro di Vasanello: sezione tipo (sezione 6 in appendice).
– Vasanello Member: type section (section 6 in appendix).
Detriti stratificati (23)
Ruditi grossolane a stratificazione incrociata curva e in bancate tabulari dello spessore metrico affiorano dis- continuamente lungo il margine occidentale dei Monti Amerini, presso Amelia, Lugnano e Guardea. Tali depo- siti, che si presentano sempre clasto-sostenuti, sono composti da detriti, brecce e talvolta ghiaie arrotondate e cementate da carbonato, immersi in abbondante matrice argilloso-sabbiosa. Non mancano tuttavia livelli privi di matrice (open work). I clasti sono prevalentemente di natura calcarea.
Questa unità poggia lateralmente verso Est sul substra- to meso-cenozoico, mentre si interdigita verso Ovest ai termini marino-costieri e salmastri della Formazione del Chiani-Tevere (Girotti & Piccardi, 1994). Gli spessori massimi raggiungono 70 m e tendono a diminuire rapi- damente verso Ovest. In alcuni casi, come a Camartana presso Amelia, tali detriti hanno conservato la originaria morfologia conoidale. Questi sedimenti corrispondono ai cross bedded talus, sensu Girotti & Mancini (2003).
Età: Santerniano.
Limi calcareo-travertinosi (22, 24)
Si tratta di lenti e livelli tabulari dello spessore varia- bile da pochi metri al decametro, costituiti da silt calca- rei bianco-avana debolmente cementati e da travertini stratificati. Affiorano lungo il margine occidentale dei Monti Amerini e discontinuamente lungo il margine dei Monti di Narni. Sono compresi all’interno delle sabbie e limi di ambiente salmastro e poggiano verso Est sul sub- strato meso-cenozoico. Sono generalmente ricchi in molluschi tipici del Villafranchiano superiore, quali:
Melanopsis affinis, Theodoxus groyanus, Viviparus bel- luccii, V. ampullaceus, Emmericia umbra, Neumayria priscillae, Micromelania zitteli, Prososthenia meneghi- niana.
Queste litofacies rappresentano locali episodi di conti- nentalizzazione all’interno degli ambienti di acque sal- mastre (lagune, laghi costieri), dovuti ad apporti di acque dolci, ricche in bicarbonato e provenienti dalle dorsali carbonatiche che bordano il bacino del Chiani- Tevere. Età: Santerniano.
Formazione di Poggio Mirteto (21-23)
La Formazione di Poggio Mirteto (Fig. 11a) affiora nel settore meridionale della M.V.T., a Est del Monte Soratte. Si tratta di una unità terrigena continentale, este- sa oltre 60 km2e con spessore massimo di oltre 300 m, che poggia in discordanza sul substrato meso-cenozoico affiorante sui Monti Sabini e Lucretili. Tale unità è ete- ropica: verso Est ai depositi fluviali presenti nella valle del Torrente Farfa e nel Bacino di Rieti; verso Ovest alla Formazione del Chiani-Tevere (Girotti & Mancini, 2003; Mancini & Cavinato, in stampa). Essa corrispon- de ai depositi fluviali e di piana deltizia del sistema allu- vionale del “Paleofarfa” Auct. La formazione è ben stra- tificata, con giaciture generalmente suborizzontali, ben- ché localmente, presso Poggio Mirteto e Poggio Catino, gli strati immergano sia verso Ovest che verso Est con inclinazioni fino a 10°. Data la varietà di litotipi presen- ti e dei caratteri paleoambientali, anche la Formazione di Poggio Mirteto è stata suddivisa in unità informali di rango inferiore, corrispondenti ad associazioni di litofa- cies. Per questa formazione si propone come sezione tipo la sezione di Poggio Mirteto Scalo (vedi in appendi- ce la sezione 14).
Sabbie limose a stratificazione incrociata (21) Si tratta di un insieme di litofacies formate da sabbie medio-fini, spesso mal classate, pelitiche, di natura quar- zosa e micacea. Sono generalmente organizzate in corpi lentiformi a stratificazione incrociata concava, a “festo- ni”, di ambiente di canale attivo, alternati lateralmente e verticalmente a corpi tabulari spesso contenenti lamine eterolitiche siltoso-sabbiose e di ambiente di piana di esondazione. Si rinvengono anche orizzonti debolmente pedogenizzati, evidenziati dalla presenza di resti di radi- ci e screziature. Queste litofacies sono intercalate alle
“ghiaie a stratificazione incrociata” e alle “lenti pelitico- sabbiose” della medesima formazione. Sono prevalente-
Fig. 11 - Formazione di Poggio Mirteto: a) sezione tipo di Poggio Mirteto Scalo (sezione 14 in appendice); b) associazioni di litofacies:
G) ghiaie fluviali, P) peliti di piana alluvionale e deltizia, S) sabbie e limi calcarei di piana alluvionale, CA) livello calcarenitico bioclastico, SM) silt e sabbie di ambiente di piattaforma e transizione offshore-sho- reface. FPM = Formazione di Poggio Mirteto, FCT = Formazione del Chiani-Tevere.
– Poggio Mirteto Formation: a) type section at Poggio Mirteto Scalo (section 14 in appendix); b) lithofacies associations: G) fluvial gra- vels, P) floodplain and delta plain pelites, S) floodplain sands and cal- careous silts, CA) bioclastic calcarenite level, SM) marine, shelf and offshore-shoreface transition silts and sands. FPM = Poggio Mirteto Formation, FCT = Chiani-Tevere Formation.
mente diffuse lungo la valle del torrente Aia-Galantina e presso Poggio Catino e Poggio Mirteto, dove affiorano soprattutto al tetto della formazione. Lo spessore massi- mo raggiunto da singoli set di bancate sabbiose è di 70 m. L’ambiente di sedimentazione è fluviale. Età:
Pliocene superiore terminale-Pleistocene inferiore ini- ziale.
Ghiaie a stratificazione incrociata (22)
Affiorano prevalentemente lungo la bassa valle del Torrente Farfa e anche in destra del Tevere presso Torrita Tiberina e Filacciano, dove si interdigitano al Membro di Torrita Tiberina. Si tratta di ghiaie medio-grossolane, organizzate in grosse bancate tabulari o in grandi corpi lentiformi, con stratificazione incrociata concava e preva- lenti litofacies Gh e Gt (Miall, 1996) (Fig. 11b). I clasti, di natura calcarea, silicea e arenacea, spesso sono embri- cati da corrente e indicano provenienze da Est. Le loro dimensioni massime raggiungono 30 cm; le forme sono in prevalenza discoidali e lamellari, più raramente subsferi- che. La matrice sabbioso-limosa è abbondante e ricca in quarzo e muscovite. Lo spessore di ogni corpo ghiaioso varia da pochi metri ad alcuni decamentri, raggiungendo il massimo di 60 m. Queste ghiaie sono interpretate come depositi fluviali di canale attivo, con canali intrecciati, sedimentatisi in ambiente di braid-plain. Età: Pliocene superiore terminale-Pleistocene inferiore iniziale.
Lenti pelitico-sabbiose (23)
Sono corpi pelitici tabulari o lenticolari dello spessore
metrico e larghezza di poche centinaia di metri, interca- lati ai depositi fluviali ghiaioso-sabbiosi. Questi sedi- menti fini si trovano un po’ ovunque nell’area di affiora- mento della Formazione di Poggio Mirteto, ma le zone caratterizzate dai maggiori spessori, fino a 20 m, si rin- vengono presso Poggio Mirteto, in località San Valentino, e Poggio Catino. Si tratta prevalentemente di argille e limi sabbiosi, massivi, depositatisi per decanta- zione in ambienti poco energetici, come piccoli laghi, stagni o paludi associati alla piana di inondazione.
Talvolta sono intercalati a livelli lignitici dello spessore decimetrico oppure a orizzonti in parte pedogenizzati, riconoscibili per la presenza di resti di radici (Fig. 12a), di screziature e di gasteropodi polmonati.
La malacofauna è abbondante e indicativa del Villafranchiano superiore, in particolare delle Unità Faunistiche Olivola e Tasso (Ciangherotti et al., 1998;
Petronio et al., 2000-2002). Essa annovera sia polmona- ti che forme di acque dolci, come: Carychium tridenta- tum, Cecilioides acicula, Theodoxus groyanus, Melanopsis affinis, Viviparus cfr. V. ampullaceus, Planorbis planorbis, Belgrandia sp. Tra i vertebrati si segnalano resti di Equus stenonis rinvenuti poco a Nord di Filacciano (Rotella, 1993). Per la ostracofauna sono presenti Candona sp., Cypria ophtalmica e Ilyocypris bradyi (Berto, 1996).
Ai depositi di ambiente di acqua dolce si intercalano localmente (Poggio Mirteto Scalo, Poggio Catino, Filacciano) lenti di spessore metrico di peliti sabbiose massive o a laminazione piano-parallela (Fig. 12b, c), contenenti una tipica associazione malacologica di
Fig. 12 - Formazione di Poggio Mirteto: a) peliti massive bio- turbate da rizoliti (Poggio Catino); b) sabbie fini con Cerastoderma e Thericium intercalate a peliti massive in ambiente di piana deltizia-laguna; c) alternanze eterolitiche tra peliti e sabbie finissime in ambiente di laguna. Poggio Mirteto Scalo.
– Poggio Mirteto Formation: a) massive pelite with rhizoli- thes (Poggio Catino); b) fine sand, bearing Cerastoderma and Thericium, interbedded with massive pelites of the lagoon- delta plain environment; c) lagoon mud and sand with lenticu- lar heterolithic bedding. Poggio Mirteto Scalo.
