Interazione tra sollevamento tettonico ed eustatismo di alta frequenza all'interno della successione deltizia del Pliocene Medio-Superiore del Bacino di Potenza (Appennino meridionale)

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INTRODUZIONE

I sistemi deltizi di tipo Gilbert presenti lungo i margini di bacini tettonicamente attivi rappresentano degli ap- parati deposizionali largamente conosciuti e documenta- ti nel passato in differenti contesti strutturali (e.g., Colel- la et al., 1987; Colella, 1988; Chough et al., 1990; Gaw- thorpe et al., 1990; Scholz et al., 1990, 1993; Dart et al., 1994; Gawthorpe et al., 1994; Dorsey et al., 1995, 1997;

Sohn et al., 1997; Gupta et al., 1999; Wells et al., 1999;

Soreghan et al., 1999). In generale, le loro architetture deposizionali e le relazioni latero/verticali nelle associazioni di facies riconosciute al loro interno costituiscono dei buoni indicatori sia di meccanismi auto-ciclici che agiscono a scala locale, sia di fattori che agiscono a più

grande scala, come deformazioni tettoniche dei margini del bacino e variazioni relative del livello del mare (e.g., Leeder et al., 1988; Gawthorpe et al., 1994; Eliet &

Gawthorpe, 1995).

Ciò nonostante, relativamente pochi studi hanno foca- lizzato l’attenzione sull’analisi delle caratteristiche sedimentarie e delle geometrie deposizionali di sistemi deltizi di tipo Gilbert influenzati da cicli di oscillazione relativa del livello del mare di alta frequenza (5°-6° ordine) e che sono notoriamente attribuiti all’influenza di fattori di tipo allo- ed auto-ciclico (Bardaji et al., 1990;

Dorsey et al., 1997). Allo stesso modo, poco numerosi risultano i lavori concentrati sull’analisi stratigrafica di delta di tipo Gilbert sviluppatisi all’interno di bacini di thrust-top(e.g., Lòpez-Blanco et al., 2003).

INTERAZIONE TRA SOLLEVAMENTO TETTONICO ED EUSTATISMO DI ALTA FREQUENZA ALL’INTERNO DELLA SUCCESSIONE DELTIZIA DEL PLIOCENE

MEDIO-SUPERIORE DEL BACINO DI POTENZA (APPENNINO MERIDIONALE) Sergio G. Longhitano

Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli Studi della Basilicata Campus di Macchia Romana, V.le dell’Ateneo lucano, 10 - 85100 Potenza, Italia.

sergio.longhitano@unibas.it

RIASSUNTO - La successione sedimentaria del Bacino di Potenza (Appennino meridionale) complessivamen- te spessa 100-120 m, consiste in due cicli deposizionali separati da una superficie di discordanza angolare (Unità di Altavilla ed Unità di Ariano, Pliocene Inferiore-Medio e Medio-Superiore, rispettivamente), che rappresentano l’espressione di due sequenze deposizionali di terzo ordine.

In questo lavoro viene analizzata la sola Unità di Ariano, la cui parte inferiore risulta costituita da depositi sab- bioso-argillosi di mare poco profondo che rapidamente evolvono verso l’alto a sedimenti più grossolani clinostra- tificati, attribuibili a delta di tipo Gilbert.

Questi ultimi, che raggiungono spessori non superiori ai 20-30 m, costituiscono il riempimento di almeno due sequenze di 4° ordine, che a loro volta sono formate da altre unità di rango inferiore (5° ordine), le quali mostra- no geometrie progradanti verso i settori depocentrali del bacino secondo un’architettura deposizionale di tipo for- ward-stepping. Questa organizzazione stratigrafica è considerata essere l’espressione dell’influenza di un costan- te sollevamento tettonico del margine meridionale del bacino da cui tali delta progradavano, durante una generalizzata fase di stazionamento basso del livello del mare. Sulla base di questa ipotesi, tali depositi vengono inter- pretati come un Lowstand Prograding Complex durante la cui formazione variazioni glacio-eustatiche di alta fre- quenza del livello del mare ne avrebbero controllato la sedimentazione alla scala di unità di rango inferiore.

PAROLE CHIAVE: Bacino di Potenza, delta Gilbert, sollevamento tettonico, glacio-eustatismo, stratigrafia sequenziale.

ABSTRACT - The Potenza Basin sedimentary succession (Southern Apennines), 100-120 m thick, consists of two depositional cycles separated by an angular unconformity (Altavilla and Ariano units of Lower-Middle and Middle-Upper Pliocene, respectively), which represent the expression of two 3^th-order depositional sequences.

This paper focuses on the single Ariano Unit, the lowermost part of which is composed by marine shallow-water sandy-muddy sediments passing upwards to transitional coarse-grained clinostratified deposits of Gilbert-type deltas.

Gilbert deltas, 20-30 m thick, represent the filling of two 4^th-order sequences, composed in turn by a series of 5^th-order stratal units, characterized by basinward progradational geometries forming forward-stepping depositional architectures.

This architectural arrangement is interpreted as the result of the intimate interaction between a constant tectonic uplift of the southern margin of the basin during a generalized stage of relative sea-level lowstand.

Accordingly, coarse-grained Gilbert-type deltas may represent aLowstand Prograding Complex, which deposits may have been influenced by higher-frequency sea-level changes of glacio-eustatic origin.

KEY WORDS: Potenza Basin, Gilbert-type deltas, tectonic uplift, glacio-eustasy, sequence stratigraphy.

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I bacini sedimentari di thrust-top, classicamente cono- sciuti nella letteratura specialistica anche come bacini di piggy-back, satellite o perched basins (Ori & Friend, 1984; Ricci Lucchi, 1986; Butler & Grasso, 1993; De Celles & Giles, 1996), costituiscono un settore dei sistemi di foreland in grado di ricevere cospicui volumi di sedimenti provenienti da aree emerse della catena e che, durante il loro accumulo, possono risentire di intense fasi di deformazione tettonica (Zoetemeijer et al., 1992, 1993; Butler & Grasso, 1993; Hippolyte et al., 1994, 1995; Butler et al., 1995; Cipollari & Cosentino, 1995).

Tali bacini, isolati o parzialmente intercomunicanti con aree di avanfossa s.s., sono presenti sui fronti in defor- mazione delle catene dove il sollevamento e i processi di deformazione tettonica interagiscono intimamente con oscillazioni del livello del mare connesse al glacio-eustatismo (e.g., Riba, 1976; Anadon et al., 1986; Zapata &

Allmendinger, 1996; Patacca & Scandone, 2001).

Considerata la complessità degli stili tettonici che spesso interessano le aree di margine dei bacini di thrust- top, anche le deformazioni locali del substrato su cui le successioni sedimentarie si sviluppano giocano un ruolo importante nella evoluzione delle sequenze deposizionali e nello sviluppo delle loro geometrie interne. In particolare, la crescita di strutture a pieghe in settori frontali di sistemi a thrust, svincolate da strutture di trasferimen- to anche di carattere locale, può determinare differenti tassi sia di sollevamento tettonico, sia di subsidenza anche lungo il medesimo margine di un bacino sedimenta- rio (Doglioni & Prosser, 1997), producendo differenti gradienti di inclinazione dei settori costieri immediata- mente adiacenti ai margini del bacino. Se tali condizioni si realizzano, l’eventuale sviluppo di depositi deltizi di tipo Gilbert viene profondamente controllato da questi fattori che ne influenzano direttamente l’architettura deposizionale.

Un approccio di tipo sequenziale nell’analisi di suc- cessioni di margine di un bacino di thrust-top può con- tribuire alla comprensione dei meccanismi di interazione tra deformazioni tettoniche e variazioni relative del livello del mare di alta frequenza. In questo caso, il Bacino di Potenza rappresenta uno specifico esempio all’interno del quale verificare questa ipotesi di lavoro.

CARATTERI GEOLOGICI E STRATIGRAFICI DELLA SUCCESSIONE

DEL BACINO DI POTENZA

Il Bacino di Potenza occupa un settore interno del- l’Appennino lucano (Fig. 1a), il quale rappresenta un esteso segmento dell’Appennino meridionale. Quest’ultimo costituisce un cuneo di accrezione orogenica (Rou- re et al., 1991), formato da differenti unità tettono-stratigrafiche (Unità liguridi, Unità della Piattaforma appenninica e Unità lagonegresi in Fig. 1b e 1c), organizzate in sistemi a thrust fuori sequenza, la cui strutturazione è stata datata a partire dal tardo Oligocene - Miocene fino al Pleistocene (Dewey et al., 1989; Boccaletti et al.,

1990; Monaco et al., 1998; Menardi Noguera & Rea, 2000; Patacca & Scandone, 2001).

L’edificio a pieghe e thrust si è successivamente evo- luto attraverso l’influenza di ulteriori deformazioni di tipo estensionale e trascorrente da parte di sistemi orientati NNO-SSE e NE-SO, responsabili dell’attuale confor- mazione morfo-strutturale che l’Appennino meridionale presenta (Hippolyte et al., 1995).

Contemporaneamente alla strutturazione dell’edificio a falde, il settore di hinterland dell’Appennino meridio- nale è stato caratterizzato dall’apertura del bacino di re- tro-arco tirrenico in un regime di tettonica estensionale (Boccaletti & Guazzone, 1974; Scandone, 1975, 1979;

Malinverno & Ryan, 1986; Royden et al., 1987; Ben Avraham et al., 1990; Boccaletti et al., 1990). A questa fase di tettonica distensiva è attribuibile lo sviluppo dei lineamenti normali e trascorrenti che dissecano il settore più interno dell’Appennino meridionale, alla quale segue la progressiva migrazione dei sistemi a thrust più esterni della Catena verso l’Avampaese apulo (Fig. 1c) (Patacca et al., 1990; Carbone & Lentini, 1990; Roure et al., 1991; Hippolyte et al., 1995).

Durante le principali fasi di strutturazione della Cate- na appenninica, la sedimentazione ha colmato diversi ba- cini di thrust-top tra di essi intercomunicanti, i cui carat- teri geometrici diventano diagnostici nella registrazione delle fasi deformative sin-deposizionali. Tali bacini, ge- neralmente di limitata estensione e parzialmente intercomunicanti con il più ampio bacino dell’Avanfossa brada- nica (Tropeano et al., 2002), sviluppano internamente successioni non sempre isocrone e caratterizzate da cicli sedimentari trasgressivo/regressivi legati a drammatiche fasi di subsidenza tettonica e successiva deformazione, esumazione e parziale cannibalizzazione di depositi più antichi (Casnedi, 1982; 1988; Pescatore, 1988; Boccalet- ti et al., 1990; Patacca et al., 1990; Roure et al., 1991;

Pieri et al., 1996; Patacca & Scandone, 2001; Tropeano et al., 2002).

Durante le fasi plioceniche della strutturazione del cuneo di accrezione appenninica, anche il segmento più profondo della Piattaforma apula viene coinvolto nelle deformazioni a thrust profonde, producendo un sistema a duplex conosciuto come ‘Catena apula’ (Cello et al., 1989; 1990; Lentini et al., 1990; Roure et al., 1991; Ca- talano et al., 1993) (Fig. 1c). I movimenti tettonici che coinvolgono le successioni mesozoiche di pertinenza apula trasferiscono parte delle deformazioni alla sopra- stante Catena appenninica, provocando l’attivazione di sistemi a thrust fuori sequenza (Roure et al., 1991) e identificando differenti generazioni di depressioni morfo- strutturali di thrust-top, le cui successioni sono già note in letteratura da un punto di vista stratigrafico (e.g., Vez- zani, 1967; Hippolyte et alii, 1994; Pieri et alii, 1994).

Il Bacino di Potenza rappresenta proprio uno di questi bacini sedimentari intrappenninici localizzato lungo il segmento più interno dell’Appennino lucano (Vezzani, 1967; Patacca et al., 1990). Tale bacino, i cui depositi risultano tutt’oggi affioranti in direzione E-O per una di- stanza di circa 5 Km (Fig. 1d), si sviluppa al di sopra di

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Fig. 1 - a) Localizzazione del Bacino di Potenza nel contesto dell’Appennino meridionale. b) Schema geologico dell’Appennino meridionale e (c) profilo geologico lungo lo stesso settore mostrante le principali unità tettono-stratigrafiche che lo costituiscono (modificato da Piedilato & Prosser, 2005). d) Schema geologico del Bacino di Potenza dove sono stati indicati i principali affioramenti discussi nel presente lavoro. Le frecce in bian- co indicano le principali direzioni di progradazione dei sistemi costieri appartenenti all’Unità di Ariano. Nello stesso schema è anche indicata l’ubi- cazione degli affioramenti mostrati in Fig. 6. e) Profilo geologico attraverso la successione sedimentaria del bacino, mostrante il confinamento spa- ziale delle due principali unità di Ariano e di Altavilla.

- a) Regional location, (b) geological map and (c) cross-section of the Southern Apennines (slightly modified after Piedilato & Prosser, 2005) show- ing the main tectonic units of the accretionary wedge. d) Geological map of the Potenza Basin where the main outcrop sites are indicated. White ar- rows display the main direction of progradation of the sedimentary coastal systems of the Ariano Unit. In the map, also the position of the panoram- ic view reported in Fig. 6 is shown. e) Geological profile across the Potenza Basin (see the orientation in the map), showing the spatial organiza- tion of the two Altavilla and Ariano units composing the entire succession.

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successioni pre-plioceniche rappresentate da una serie di unità stratigrafico-strutturali deformate in complessi si- stemi a thrust e pieghe con generale vergenza E-NE, a loro volta dissecati da sistemi di faglie normali e trascorrenti, orientate SO-NE e O-SO-E-NE (Fig. 1d e 1e). Le unità del substrato sono costituite da depositi marini profondi e non, d’età Cretaceo inferiore-medio - Oligocene appartenenti alla successione lagonegrese (Fig. 1b e 1c) (Pescatore, 1988; Pescatore et al., 1988, 1999a, 1999b;

Piedilato & Prosser, 2005).

La successione sedimentaria che costituisce il Bacino di Potenza raggiunge uno spessore totale di circa 100- 120 m ed è organizzata in due principali cicli deposizio- nali con generale trend di tipo trasgressivo i quali, sulla base del loro rispettivo contenuto di fossili planctonici e bentonici, sono stati ascritti rispettivamente al Pliocene Inferiore-Medio ed al Pliocene Medio-Superiore, (Di Nocera et alii, 1988; Lazzari et alii, 1988). Tali cicli, conosciuti in letteratura come ‘Unità di Altavilla’ ed ‘Uni- tà di Ariano’ (Di Nocera et alii, 1988; Lazzari et alii, 1988) e riconosciuti in altri bacini di thrust-top dell’Ap- pennino meridionale (Vezzani, 1967; Lazzari et alii, 1988; Amato & Cinque, 1992; Hippolyte et alii, 1994;

Pieri et alii, 1994; Bonini & Sani, 2000), occupano rispettivamente il settore settentrionale e centro-meridionale del Bacino di Potenza e risultano caratterizzati da un differente stile di deformazione nelle proprie aree di affioramento.

L’Unità di Altavilla è costituita da conglomerati basali in facies da continentale a transizionale, seguiti da

arenarie indistintamente stratificate di ambiente più profondo ed infine da argille di ambiente neritico (Vezzani, 1967; D’Argenio et al., 1973; Di Nocera et alii, 1988;

Lazzari et alii, 1988).

L’Unità di Ariano consiste analogamente in una suc- cessione di tipo fining- e deepening-upward, caratteriz- zata da conglomerati basali deltizi di tipo Gilbert, che passano lateralmente a sistemi costieri arenaceo-calca- renitici di minore estensione; questi ultimi, attraverso una marcata superficie di trasgressione, evolvono verso l’alto ad un sottile intervallo diatomitico e successivamente ad argille di mare profondo, largamente presenti nella parte centrale del bacino (Di Nocera et alii, 1988;

Lazzari et alii, 1988; Longhitano & Colella, 2004; Lon- ghitano, 2006; 2008a; 2008b) (Fig. 2).

La porzione stratigraficamente inferiore dell’Unità di Ariano è quella che in modo più evidente affiora lungo il margine meridionale e occidentale del Bacino di Potenza.

Tali depositi di natura essenzialmente costiera, sono organizzati secondo una serie di prismi sedimentari, ciascuno di spessore intorno ai 30-40 m, che mostrano direzioni di progradazione verso il centro del bacino (Fig. 1d). Al loro interno, tali corpi consistono di successioni di tipo shallowing-upward, caratterizzate da facies di ambiente marino relativamente profondo che evolvono a depositi sabbiosi di shoreface, ed infine a sedimenti grossolani da deltizi a marcatamente fluviali di tipo braided. La loro disposizione nello spazio mostra come le unità più antiche occupino la parte più marginale del bacino, mentre divengono via via sempre più giovani verso le zone depo-

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Fig. 2 - Suddivisione stratigrafica della successione sedimentaria del Bacino di Potenza.

Le unità di Altavilla e di Ariano sono ascrivi- bili al Pliocene Inferiore-Medio e Medio-Su- periore, rispettivamente e sono interpretate come sequenze deposizionali di 3° ordine. In particolare, la porzione inferiore dell’Unità di Ariano viene considerata come un Lowstand Prograding Complex(LPC), suddiviso in due sequenze deposizionali minori (P₁e P₂). A loro volta, tali sequenze risultano costituite da undici unità di rango inferiore. A tale interpretazione sequenziale è affiancata (colonna di destra) la descrizione sommaria dei principali sistemi deposizionali riconosciuti (modificata da Longhitano, 2008a).

- Sequence stratigraphy subdivision of the Potenza Basin sedimentary succession and main depositional systems. The upper Ariano Unit, main focus of this study, is considered as a 3^th-order depositional sequence and is characterized by a basal Lowstand Prograd- ing Complex (LPC). The LPC is subdivided into two 4^th-order depositional sequences (P₁ and P₂) that, in turn, include a set of high-fre- quency (5^th-order) sequences in which Gilbert-type deltas are developed (the uncon- formity separating the P₁and P₂sequences is shown in Fig. 3 and 6).

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Tab.1-Tabellariassuntivarelativaalleassociazionidifaciessedimentariericonosciuteall’internodellasuccessionesedimentariastudiata.Taliassociazioni,codificateconlesiglepropostedaMiall(1978)esuccessive modifiche,sonostatedistintein‘deltizie’e‘nondeltizie’alfinedisepararetuttiqueidepositididerivazionedeltiziadaisedimentitrasportatidaagentiesternialsistemadeltiziostesso(correntilungocosta,correntidi torbidaeprocessididecantazione).Ciascunafaciesèstatainoltreriferitaaduninsiemediprocessideposizionalierelativiambienti,secondoungeneralizzatotrendditiposhallowing-upward. -Mainsedimentaryfaciesassociationsrecognizedwithinthestudysuccession.Sedimentaryfacies,codifiedaccordingtoMiall(1978)andsubsequentmodifications,havebeensubdividedinto‘deltaic’and‘non-deltaic’ associations,inordertodifferentiatesedimentsdirectlyderivingfromdeltaprocessesfromthosederivingbyotherdifferentprocessesoftransportation(suchaslong-shorecurrents,turbiditiccurrentsandfinesfall-out fromsuspension).Eachfacieshasbeenreferredtoadepositionalprocessandacorrespondentenvironment,followinganoverallshallowing-upwardverticaltrend.

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centrali, in accordo ad una generalizzata architettura di ti- po imbricate stacked (Longhitano, 2008a).

Tali successioni costiere risultano organizzate in due unità deposizionali ben distinguibili, denominate P₁ e P₂(Fig. 2), separate da una superficie di erosione subaerea; al tetto di queste unità è presente invece una superficie di trasgressione di carattere regionale, su cui si sviluppano depositi condensati di tipo diatomitico che evolvono successivamente ad una potente successione di argille a definitiva chiusura del ciclo, anche se nella porzione centrale del bacino sembrano essere stati riconosciuti i termini stratigrafici di un sottile emiciclo di tipo regressivo (comunicazione personale di M. Lazzari).

Pertanto, secondo il loro contenuto in fossili planctonici e bentonici, la durata di questo ciclo risulta confinata all’interno dell’intervallo del Pliocene Medio e Superio- re. In un’ottica di tipo sequenziale, l’Unità di Ariano può essere considerata come una sequenza deposizionale di 3° ordine, la cui porzione inferiore sarebbe costituita da due sequenze di 4° ordine (unità P₁e P₂), che insieme formerebbero un Lowstand Prograding Com- plex(LPC in Fig. 2) (Longhitano & Colella, 2004; Lon- ghitano, 2006; 2008a). A loro volta, le due sequenze che costituiscono l’LPC, risultano essere composte da una serie di sequenze di rango inferiore (5° ordine), delimi- tate da superfici di probabile genesi glacio-eustatica (Longhitano, 2006; 2008a; 2008b) (Fig. 3 e Fig. 4).

METODOLOGIE DI STUDIO

L’identificazione delle facies sedimentarie e delle relative associazioni che sono state riconosciute all’interno della successione studiata è stata ottenuta attraverso uno studio di terreno, valutando le caratteristiche litologiche, sedimentologiche, paleontologiche di ciascun corpo se- dimentario affiorante. Le codificazioni utilizzate per identificare ciascuna singola facies sono quelle proposte da Miall (1978) e successive modifiche, opportunamen- te adattate anche a sedimenti di natura marina e non esclusivamente continentale. Tutte le osservazioni sono

state integrate attraverso l’analisi delle geometrie principali dei corpi deposizionali alla scala di ciascun singolo strato e di ciascun set di strati. L’interpretazione delle as- sociazioni di facies in termini paleo-ambientali è stata effettuata sulla base dell’insieme dei processi deposizionali che esse suggeriscono e confrontate con i più comu- ni modelli deposizionali proposti da Hart & Plint (1989), Walker & Plint (1992) e Reading & Collinson (1996).

L’evoluzione sequenziale della successione basale del- l’Unità di Ariano è stata ottenuta sulla base dell’identificazione di superfici stratali di riferimento, bruschi con- trasti verticali di facies e pattern stratali derivanti da os- servazioni dettagliate condotte in coincidenza di affioramenti chiave. Questi elementi sono stati successivamente utilizzati per riconoscere e differenziare i principali building blockscomponenti delle sequenze deposizionali riconosciute. Queste ultime sono state considerate co- me sequenze quadripartite, i cui systems tract (LST, TST, HSTe FSST) sono stati identificati sulla base della loro posizione reciproca lungo un originario profilo deposi- zionale, sulla base dei loro trend di tipo shallowing e/o deepening-upe sulla base delle loro reciproche caratteristiche deposizionali e geometriche. I limiti di sequenza inferiore e superiore sono stati identificati rispettivamente alla base dei depositi di stazionamento basso e, ove presenti, al top dei depositi di regressione, in accordo con quanto proposto da Plint & Nummedal (2000) per successioni caratterizzate da sedimentazione anche durante le fasi di caduta del livello relativo del mare.

Associazioni di facies all’interno del Lowstand Prograding Complex (LPC) dell’Unità di Ariano Le associazioni di facies che possono essere riconosciute all’interno delle due sequenze deposizionali di 4° ordi- ne che costituiscono l’LPC basale all’Unità di Ariano so- no state descritte in dettaglio in alcuni recenti lavori (Lon- ghitano, 2006; Longhitano, 2008a; 2008b), sulla base delle loro caratteristiche stratigrafiche, sedimentologiche e paleontologiche. In generale, si può affermare che i depositi che compongono entrambe le sequenze P₁e P₂costi-

Fig. 3 - Principali affioramenti presi in considerazione nel presente studio. a) Successione ‘non deltizia’ appartenente alla sequenza deposizionale P₁e rappresentata dalle associazioni di facies F ed S al di sopra delle quali si sviluppano depositi ‘deltizi’ rappresentati dall’associazione di facies G1(sezione Serra Ciciniello 3 in Fig. 4). b) Le stesse associazioni di facies risultano visibili lungo la sezione Falcianella (Fig. 4), dove i conglome- rati dell’associazione di facies G2 , mostrano un appoggio di tipo erosivo al di sopra dei depositi sottostanti. c) Particolare della foto precedente, mostrante alcuni caratteri salienti dell’associazione di facies S. Si noti la presenza di stratificazione incrociata da swaley (s), hummocky (h) e ripple (r) (le linee in tratteggio indicano le principali superfici di troncatura erosiva). d) Successione verticale di facies (G1 e G2) all’interno di depositi deltizi appartenenti alla sequenza deposizionale P₁(località Torrente Tora). Le frecce bianche indicano cluster di ciottoli di base scarpata (pc). e) Passaggio transizionale tra le associazioni di facies G1 e G2 all’interno della sequenza deposizionale P₂(sezione Serra Ciciniello 2 in Fig. 4). f) Depositi appartenenti all’associazione di facies G3 ed interpretati come beach face ghiaiosa. g) Sezione stratigrafica along-strike a cavallo del limi- te di sequenza (SB_II) che separa l’unità P₁dalla unità P₂. Tale superficie di troncatura erosiva incide la porzione sommitale dei depositi regressivi di scarpata subacquea (associazione di facies G2), le cui depressioni vallive risultano successivamente riempite da depositi di natura fluviale (asso- ciazione di facies G4) interpretati come un IVF. Tali depositi vengono, a loro volta, suturati da sedimenti deltizi marini (G2) attraverso una superfi- cie di trasgressione (ts) marcata dalla presenza di un lag ghiaioso.

- Main outcrops focused in the present study. a) Non-deltaic deposits of the depositional sequence P₁and pertaining to facies associations F and S, overlain by the deltaic deposits of the facies association G1 (Serra Ciciniello 3 section of Fig. 4). b) Same stratigraphic interval cropping out along the Falcianella section (Fig. 4), where the uppermost conglomerates erosively overlies the lowermost deposits. c) Detail of the previous pho- tograph showing swaley (s), hummocky (h) and ripple (r) cross-stratification of facies association S. d) Deltaic deposits of facies associations G1 and G2 along the Torrente Tora section and pertaining to the depositional sequence P₁(pc and white arrows indicate pebble clusters at the base of a subaqueous delta slope). e) Transition from facies association G1 to G2 within the depositional sequence P₂(Serra Ciciniello 2 section of Fig. 4).

f) Deposits of facies association G3 interpreted as a gravel beach face. g) Along-strike stratigraphic section across the P₁/P₂sequence boundary (SB_II). Such a surface of incision truncates the topmost part of regressive deltaic marine deposits (facies ass. G2), which incised valley are succes- sively filled by fluvial deposits (G4), these latter interpreted as IVF. These deposits are in turn overlain by marine deltaic conglomerates along a transgressive marine surface (ts) marked by a gravel lag.

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Fig.4-Logsedi- mentologicieri- spettivacorrelazio- nestratigraficami- suratilungolase- zionediSerraCici- niello.Ledueprin- cipalisequenzede- posizionali(P1e P2)checostituisco- nounLowstand ProgradingCom- plex,sonosuddivi- sibiliinrelativi systemstract. -Sedimentological logsandtheir stratigraphiccor- relationmeasured acrosstheSerra Ciciniellosection. Thetwomainde- positionalse- quences(P1and P2)whichforma LowstandPrograd- ingComplex,have beeninturnsubdi- videdintocompo- nentsystemstracts.

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tuiscono successioni di tipo shallowing-upward, suddivi- sibili in associazioni di facies che affiorano secondo rapi- de transizioni latero/verticali, a loro volta espressione di ambienti deposizionali che possono essere attribuiti pre- valentemente a sistemi deltizi e subordinatamente a siste- mi non deltizi di piattaforma, di shoreface, di beachface ed a ambienti continentali fluviali (Tab. 1 e Fig. 3).

Depositi non deltizi

Associazione di facies F (facies Fb-Fl):

depositi di ‘offshore’

L’associazione di facies F comprende le facies Fb e Fl (Tab. 1). Essa è costituita da depositi argillosi che occupano sempre la porzione inferiore di ciascuna sequenza di 4° ordine, e che raggiungono uno spessore massimo di 4- 5 m. Nel dettaglio, tali depositi consistono in argille grigio-scuro massive, intensamente bioturbate, alternate a sottili livelli siltosi, caratterizzati dalla presenza di resti conchigliari sparsi. Localmente, a tali depositi si intercalano sottili livelli sabbiosi fini (spessi fino a 10 cm), caratterizzati da una superficie basale tabulare e ben distinta, normalmente gradati e contenenti laminazione piano- parallela indistinta (Fig. 3a).

Questa associazione di facies rappresenta una sedimentazione in un ambiente deposizionale marino relativamente profondo, al di sotto del limite di azione del moto on- doso anche durante condizioni di tempesta (storm wave base level). L’abbondante presenza di depositi argillosi massivi e ricchi di bioturbazione indicherebbe una deposizione di materiale fine per decantazione, dopo essere stato messo in sospensione in seguito ad episodi di intor- bidimento delle acque marine (plume torbiditici prove- nienti da piene fluviali). La presenza di interstrati siltosi e sabbiosi laminati e normalmente gradati rifletterebbe l’effetto trattivo da parte di correnti di densità provenienti da ambienti meno profondi, probabilmente innescate dalla sporadica influenza da parte di eventi di alta energia (tem- peste) e che in questo settore esaurivano la propria iniziale spinta inerziale a causa della perdita di energia da parte del flusso trasportatore.

Associazione di facies S (facies Sm-St-Sr e Shc-Gt):

depositi di ‘transizione all’offshore’

e di ‘shoreface inferiore’

Questa associazione di facies può essere suddivisa in due intervalli, inferiore e superiore. Le facies Sm-St-Sr (Tab. 1) appartengono all’intervallo inferiore e sono rappresentate da depositi sabbiosi e subordinatamente siltosi, caratterizzati da sabbie grossolane e medio-fini, bioturbate e fossilifere che si sviluppano in concordanza sulla precedente associazione di facies, per uno spessore variabile da 2 a 5-6 m. Gli strati sabbiosi sono caratterizzati da una laminazione inclinata ed ondulata a basso angolo e, subordinatamente, da una laminazione incrociata ad alto angolo prodotta da ripple da corrente. Talvolta, al- l’interno degli intervalli più grossolani, tale laminazione

è rappresentata da strutture di tipo swaley e hummocky.

Questi livelli possono raggiungere spessori di 50 cm e presentano base lievemente erosiva (Fig. 3b).

L’intervallo superiore è invece rappresentato dalle fa- cies Shc-Gt (Tab. 1), costituite da sabbie da medie a me- dio-fini, organizzate in strati di spessore decimetrico, spesso amalgamati ed intensamente bioturbati. A tali facies si intercalano sporadici livelli di granuli e ciottoli, questi ultimi di diametro medio di alcuni centimetri, ben arrotondati, normalmente gradati, che poggiano su superfici erosive orizzontali. Lungo la successione è possibile riconoscere ulteriori intervalli costituiti da sabbie medie e medio-grossolane, organizzate in strutture di tipo swaley e hummocky, e subordinatamente in ripple da corrente contenenti granuli e ciottoli sparsi. Questi depositi formano strati di spessore variabile da 0,3 a 0,6 m con base erosiva e a geometria lenticolare da concavo-piana a concavo-convessa che sono estesi per circa 2-3 m, parallela- mente alla paleo-linea di costa (Fig. 3c).

All’interno dell’intervallo inferiore, i depositi più fini e massivi riflettono una sedimentazione per fall-out di materiale in sospen- sione, mentre i depositi più grossolani possono essere attribuiti al- l’azione trattiva esercitata da flussi di tipo oscillatorio (moto ondoso)successivamenteafasiditempesta.Diconseguenza,l’ambiente di sedimentazione può essere identificato in un settore compre- so tra i livelli di base del moto ondoso normale e di tempesta (fair- weather- e storm-wave base level), e come tale rappresentativo della zona di transizione all’offshore’.

I depositi che formano l’intervallo superiore, caratteriz- zati da strutture sedimentarie (swaley e hummocky) tipi- camente riferibili ad un ambiente governato dall’azione del moto ondoso durante le fasi di moderata ed alta energia, indicano una zona deposizionale relativamente meno profonda di shoreface inferiore. Le intercalazioni di ma- teriale più grossolano possono essere considerate come le

‘code’ di depositi originati da flussi di tipo gravitativo, in- nescati da eventi di più alta energia e propagatisi lungo una scarpata subacquea secondo un comportamento di ti- po fluido (low-density debris flow di Dasgupta, 2003). I livelli a geometria lenticolare rappresenterebbero invece il colmamento di truogoli orientati long-shore durante fa- si di alta energia e successivamente rielaborati dall’azione di un moto ondoso di intensità più moderata.

Depositi deltizi

Associazioni di facies G1-G2: depositi di bottomset/foreset di delta di tipo Gilbert Il gruppo che comprende le associazioni di facies G1 e G2 (Tab. 1) è rappresentato da ghiaie e, subordinata- mente, da granuli e sabbie da molto grossolane a medie.

Tali sedimenti risultano stratigraficamente organizzati secondo un intervallo inferiore (G1 - bottomset), di spessore fino 4-5 m dove i depositi, moderatamente più fini, formano strati blandamente inclinati verso il bacino che rapidamente si assottigliano lungo lo stessa direzione, mostrando contemporaneamente una riduzione del diametro medio delle particelle clastiche. L’inter-

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LONGHITANO

vallo superiore (G2 - foreset) presenta uno spessore va- riabile da 15 a 22 m, ed è invece caratterizzato da sedimenti ghiaiosi più grossolani, organizzati in strati più spessi e dotati di una maggiore inclinazione deposizionale (Fig. 3d). Al loro interno, i sedimenti mostrano sia gradazioni di tipo normale sia di tipo inverso, con la presenza, in quest’ultimo caso, di abbondante matrice sabbiosa fine all’interno della quale sono dispersi i ciot-

toli di maggiori dimensioni. Ove l’estensione longitudi- nale dell’affioramento lo consente (lungo l’originario profilo deposizionale), i due intervalli risultano continui lateralmente, di modo ché i depositi dell’associazione di facies G2 passano lateralmente ai depositi dell’asso- ciazione di facies G1, secondo delle geometrie stratali clinoformi di tipo tangenziale (Fig. 3e).

Tale disposizione geometrica indica la presenza di

Fig. 5 - Fotomosaici relativi alle sezioni naturali ed artificiali (fronti di cava) che sono state considerate ai fini del presente studio (localizzazione in Fig. 1d), in ciascuna delle quali è possibile osservare la superficie di contatto tra le due sequenze deposizionali P₁e P₂(SB_II) ed i reciproci rappor- ti geometrici. Le frecce in grigio scuro indicano trend granulometrici di tipo coarsening- e fining-upward propri delle successioni deltizie in progra- dazione o in retrogradazione. a) Sezione di Serra Ciciniello. b) La line-drawing mostra una alternanza di geometrie progradanti ed aggradanti (frec- ce), all’interno della sequenza deposizionale P₁, interpretate come il risultato di oscillazioni relative del livello del mare di alta frequenza avvenute durante la sedimentazione. Si noti come la separazione di unità di rango inferiore avvenga attraverso la formazione di superfici interne di downlap.

c) Sezione di Torrente Tora. d) La differente risposta di oscillazioni di alta frequenza lungo un margine costiero meno acclive avrebbe determinato una architettura di tipo forward-stepping all’interno della sequenza P₁. Si noti come la sequenza più giovane P₂occupi una posizione più esterna lungo il profilo. e) Fotomosaico dell’affioramento visibile in località Pietrastretta. f) Le due sequenze deposizionali separate da una superficie dis- cordante (SB_II) progradano rispettivamente verso il lato destro della foto per la sequenza P₁, ed in direzione normale al taglio della sezione (freccia trasparente) per la sequenza P₂.

- a) Photomosaic of the Serra Ciciniello section and (b) line-drawing showing the two 4^th-order depositional sequences, their internal architectures and main bounding surfaces. c) Photomosaic of the Torrente Tora section and (d) linedrawing showing the same physical attributes detected for the previous section. e) Outcrop photograph of the Pietrastretta section. f) Line-drawing showing the bounding surface separating the two 4^th-order de- positional sequences P₁and P₂(SB_II) on which the distal fine sediments onlap. Directions of delta progradation are different in the two sequences:

the lower deposits prograde somewhat to the right side of the photo (East), whereas the upper deposits prograde according to the grey transparent arrow (North-East). Grey vertical arrows in all line-drawings indicate coarsening and fining-upward trends of the sequences.

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depositi di bottomset (G1) e foreset (G2) appartenenti a corpi clinoformi attribuibili a sistemi deltizi di tipo Gil- bert. I sedimenti che li costituiscono rappresentano il risultato di processi essenzialmente di natura gravitativa, caratterizzati sia da flussi fluidi che viscosi (low- e high-density debris flows di Dasgupta, 2003), i quali rappresenterebbero la risposta ad abbondanti immissio- ni di sedimento nel bacino da parte di sistemi fluviali attraverso piene in grado di generare flussi ipo- ed iper- picnali discendenti lungo una scarpata deltizia. Dal punto di vista idrodinamico, questo segmento del paleo- pendio subacqueo suggerirebbe un ambiente di shorefa- ce superiore (sensu Massari & Parea, 1988). In questo caso, l’altezza dei clinoformi riconosciuti in affioramento indicherebbe, con buona approssimazione, la paleo-profondità del bacino ricevente, la quale può essere stimata in un range batimetrico compreso tra 10 e 27 m.

Associazioni di facies G3-G4:

depositi di topset di delta di tipo Gilbert Le associazioni di facies G3 e G4 (Tab. 1) rappresen- tano sedimenti ghiaioso-conglomeratici ben organizza- ti. Le facies dell’associazione G3 occupano una posi- zione stratigraficamente più bassa e sono caratterizzate da ghiaie di tipo open-work, che formano strati centi- metrici blandamente inclinati ed i cui elementi sono ca-

ratterizzati da morfometrie da sferiche ad appiattite, con marcata tendenza all’embriciatura (Fig. 3f). Tali facies sono sormontate, attraverso una marcata superficie di troncatura erosiva, dalle facies dell’associazione G4.

Queste ultime sono organizzate in strati tabulari sub- orizzontali, caratterizzati da incisioni canalizzate riempite da sedimenti grossolani a stratificazione incrociata, che evolvono verso l’alto a sedimenti sabbiosi fini e talvolta torbosi (Fig. 3g). Lateralmente, questi sedimenti passano bruscamente a depositi più fini organizzati in strati tabulari e sub-orizzontali, ricchi di resti vegetali.

L’associazione di facies G3 viene interpretata come depositi di avan-spiaggia sommersa ghiaiosa (e.g., Massari & Parea, 1988; Postma & Nemec, 1990; Bluck, 1999), dove il continuo movimento di risciacquo del moto ondoso determina una ottimale cernita del sedimento e la totale assenza di matrice, oltre che l’organizzazione dei depositi in strati dotati di una blanda inclinazione deposizionale verso mare. La superficie di erosione che la delimita verso l’alto rappresenta una superficie di erosione generata dal processo di avanzamento dei sistemi fluviali originariamente adiacenti nel settore continentale più interno, sovrappostisi per progradazione del sistema nel tempo e che rappresentano i sedi- menti dell’associazione di facies G4. Questi sedimenti registrano infatti una deposizione in ambiente di piana alluvionale di tipo braided, costituito da zone di canale intervallate a zone di inter-canale (Ashmore, 1982; Sie-

Fig. 6 - a) Veduta panoramica del margine sud-occidentale del Bacino di Potenza (foto scattata dalla sommità di Serra Ciciniello) dalla quale è possibile notare (b) le caratteristiche geometriche dell’intera Unità di Ariano, dal suo LPC basale alle diatomiti trasgressive alle argille sommitali. Le frecce nere indicano le principali direzioni di progradazione delle unità deltizie più sollevate ed interne, probabilmente condizionate dall’evoluzione della più interna struttura tettonica di Monte Li Foi.

- a) Panoramic view of the south-western margin of the Potenza Basin (view from the top of Serra Ciciniello) from which the main data discussed in this study derive. The whole Ariano Unit crops out here, from the basal LPC to transgressive diatomites and mudstones. b) Line-drawing showing the main physical component of the Ariano Unit and its LPC. Black arrows indicate the directions of progradation of the higher ‘raised’ deltaic units, whereas grey arrows refer to the uplifting basin margin, probably triggered by tectonic activity of M.te Li Foi structure, at the western margin of the Potenza Basin.

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genthaler & Huggenberger, 1993; Marr et al., 2000).

Architettura deposizionale del Lowstand Prograding Complex (LPC) del Bacino di Potenza I corpi deltizi costituiti da sedimenti grossolani che formano la porzione stratigraficamente inferiore e più signi- ficativa dell’Unità di Ariano, mostrano in affioramento le classiche geometrie che definiscono i delta di tipo Gilbert (topset, foreset e bottomset) (e.g., Gilbert, 1885; Ethrid- ge & Wescott, 1984; Colella et alii, 1987; Nemec & Steel, 1984; Leeder et alii, 1988; Massari & Colella, 1988; Co- lella, 1988; Gawthorpe & Colella, 1990; Nemec, 1990a;

1990b). Queste tipiche architetture deposizionali sono chiaramente riconoscibili nelle località di Serra Ciciniel- lo, Torrente Tora, Falcianella e Pietrastretta (Fig. 5), ma anche in affioramenti più settentrionali, in località Poggio San Michele, dove affiorano le sequenze più antiche in posizione topografica più elevata (Fig. 6).

Tutte le sezioni osservate mostrano successioni deltizie di tipo coarsening-upward, che poggiano su una impor- tante superficie di discordanza (SB_I) posta al di sopra delle unità appenniniche pre-plioceniche deformate. L’inte-

ra successione deltizia può essere distinta in due principali unità, corrispondenti ad altrettante sequenze deposizionali di 4° ordine, caratterizzate da corpi clinoformi che mostrano direzione di progradazione verso N-NE. Tali sequenze, identificate come sequenze deposizionali P₁e P₂(Longhitano, 2006; 2008a) (Fig. 5 e Fig. 6), sono separate da una seconda superficie di discordanza (SB_II), lungo cui è possibile individuare brusche variazioni di facies e di rispettivi ambienti deposizionali (vedi Fig. 3g).

La sequenza deposizionale inferiore P₁è caratterizzata da una generalizzata geometria cuneiforme, evidenziata da un ispessimento della successione verso il centro del bacino a causa della progradazione dei corpi deltizi (Fig.

5a e Fig. 5b). Le unità deltizie più interne, e che compongono la parte più antica della sequenza P₁, affiorano nel settore di Poggio San Michele, dove i clinoformi mostrano direzioni di progradazione verso i quadranti sud- orientali del settore (Fig. 6). Procedendo da questa area lungo il versante, in direzione delle aree più depocentrali del Bacino di Potenza, le unità deltizie che compongono la sequenza P₁risultano organizzate secondo una geome- tria di tipo forward-stepping (Fig. 5c e Fig. 5d). Nei set- tori topograficamente più bassi, le due successioni delti-

LONGHITANO

Fig. 7 - a) Successione stratigrafica del Bacino di Potenza e rispettiva suddivisione delle unità di Altavilla e di Ariano in chiave sequenziale. Le frec- ce in destra alla colonna indicano i trend trasgressivi e regressivi all’interno della successione. b) La successione viene riferita a cicli di rango de- crescente di oscillazione relativa del livello del mare. c) La curva relativa alla sola sequenza deposizionale P₁(4° ordine) risulta costituita da una serie di oscillazioni di più alta frequenza (d, 5° ordine), desunte dalla correlazione geometrica mostrata in Fig. 9.

- a) Stratigraphic column representing the Altavilla and Ariano units and their sequence stratigraphy subdivision. Arrows at the right of the column indicate transgressive/regressive trends along the succession. b) The inferred relative curves of sea-level changes are proposed, according to de- creasing amplitude of oscillations, from 3rd to 5th-order (c, d; further details about the 5th-order curve are shown in Fig. 9).

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zie mostrano differenti direzioni di progradazione che po- trebbero indicare altrettante differenti deformazioni tettoniche avvenute tra il primo ed il secondo ciclo (Fig. 5e e Fig. 5f).

Le architetture deposizionali identificate nelle sezioni studiate (Fig. 5) suggerirebbero l’effetto di una deformazione tettonica sin-sedimentaria, dovuta al sollevamento differenziale di vari settori lungo il medesimo margine

del bacino. La deformazione avrebbe così prodotto un’accentuazione dell’inclinazione deposizionale dei corpi clinoformi più antichi e più ‘interni’, dando luogo ad una disposizione ‘embriciata’ delle varie unità, di modo ché ciascuna unità più recente si sviluppava al di sopra e/o lateralmente rispetto alla precedente. Tale assetto deposizionale sarebbe tipico di corpi sedimentari control- lati da un costante sollevamento durante la loro prograda-

Fig. 8 - Veduta panoramica di Poggio San Michele (vedere anche Fig. 1 e Fig. 6). In questo settore, le unità deltizie della sequenza deposizionale P₁ più elevate ed antiche risultano organizzate secondo una chiara geometria di tipo forward-stepping. La coalescenza di più delta Gilbert alla stessa al- tezza sarebbe il risultato di processi di delta lobe switching. Tali unità tendono a distanziarsi nella parte più bassa del profilo deposizionale. Si noti come l’intera successione venga seppellita dai depositi argillosi di stazionamento alto della parte sommitale dell’Unità di Ariano.

- Panoramic view of Poggio San Michele hills (see also Fig. 1 and Fig. 6 for location within the studied area). Here, the most elevated and ancient deltaic units form the base of the depositional sequence P₁. The units are arranged into ‘attached’ and ‘detached’ imbricate-stacked Gilbert-type deltas. Arrows indicate the main direction of progradation. These deposits were transgressively onlapped by open-marine mudstones, forming the HST of the Ariano Unit.

Fig. 9 - Profilo deposizionale originario ricostruito, ottenuto dalla correlazione delle località di Poggio San Michele, Serra Ciciniello/Torrente Tora e Falcianella. La successione di unità deltizie progradanti rappresenta la sequenza deposizionale P₁completa e la parte più bassa della successiva sequenza P₂. I delta di tipo Gilbert risultano attached nella parte sommitale del profilo, detached nel settore centrale e nuovamente attached nella parte più bassa. Tale organizzazione sarebbe il risultato dell’interferenza tra oscillazioni di alta frequenza del relativo livello del mare (curva in alto a sinistra) sommate ad un sollevamento tettonico di differente ampiezza (curva sottostante). Tale sommatoria avrebbe dato origine ad una curva di regressione di tipo time-inclined, interrotta da momentanee risalite di minore ampiezza del livello del mare (curva di tipo Fr di POSTMA, 1995).

- Reconstructed depositional profile, obtained by the correlation of the main outcrop sections (Poggio S. Michele, Torrente Tora/Serra Ciciniello and Falcianella). The succession represents the complete depositional sequence P₁and the lowermost part of the sequence P₂, formed by prograding deltaic units (P1a-P2a). The Gilbert-type deltas are ‘attached’ in the initial and final part of the profile, and are ‘detached’ in the central part, be- cause of the different amplitude (duration) of the relative sea-level falling stages. The relative sea-level curve (F_ron the left side) shows how the general regressive trend was punctuated by a series of short rises during which the deltas developed. Note that the older units have a major incli- nation than the younger units forming progressive unconformities.

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Fig.10-Modellievolutiviricostruitidellesuccessionideltizieosservateall’internodelleduesezionidiSerraCicinielloeTorrenteTora.LeunitàP1e,P1feP1g,corrispondentiallepiùbasseepiùgiovaniunitàdellase- quenzadeposizionale P 1

,possonoessereidentificateall’internodientrambelesezioni,maconunostilegeometricodifferente.Daa)af)ideltaditipoGilbertsisarebberosviluppatisecondoalternatefasidiprogradazio- needaggradazione,producendounatraiettoriadellapaleo-lineadicostaconunandamentoondulato,conseguenzadiunmarginedibacinosoggettoadunpiùconsistentetassodisollevamento.Dag)an)ideltasarebbe- roprogradatilungounmarginemenoinclinato,soggettoaduntassodisollevamentopiùmoderato,producendoun’architetturadeposizionaleditipoforward-steppingedunaconseguentetraiettoriadellapaleo-lineadico- staditipozig-zag.Ilrisultatoconfermerebbeirispettiviintervallidellacurvadiregressioneconundifferentegradodiinclinazione(modificato,daLonghitano,2008b). -InferredmodelsofthetwocomparedsectionsofSerraCicinielloandTorrenteTora,showingthesedimentarydevelopmentofthecomposingdeltaicunits.UnitsP1e,P1fandP1g,correspondingtothelowerandyounger counterpartsofsequenceP1,areobservedinboththesections.Ina)-f),theGilbert-typedeltasdevelopedunderalternatedstagesofhigh-frequencysea-leveloscillations,producingcyclesofprogradationandaggrada- tion.Ing)-n),deltasprogradedalongalessinclinedmarginresultinginadifferentarrangementoftheunits.Thereconstructedrelativesea-levelcurvespresentdifferentgradientsinrelationtodifferentupliftratesofthe coastalmargins.

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zione verso i settori più profondi di un bacino sedimenta- rio (e.g., Milli, 1997; Vitale, 1998).

STRATIGRAFIA SEQUENZIALE DELLA SUCCESSIONE DELL’UNITÀ DI

ARIANO DEL BACINO DI POTENZA Le associazioni di facies descritte unitamente al modo in cui icorpi deltizi sono organizzati ha consentito di attri- buirli ai systems tract (Swift et al., 1991) che costituisco- no le due principali sequenze dell’LPC dell’Unità di Aria- no. Le associazioni verticali di facies costituiscono infatti il building block di ogni sequenza deposizionale e il rico- noscimento dei loro rapporti latero/verticali lungo un originario profilo deposizionale permette di suddividere le sequenze deposizionali riconosciute in Incised Valley Fills (IVF), Lowstand (LST), Transgressive (TST), Highstand (HST) e Falling Stage systems tract (FSST). In questo la- voro, i limiti di sequenza vengono identificati con la superficie sommitale degli HST e, qualora presente, con la superficie di discontinuità basale dei FSST (Plint & Num- medal, 2000).

Le unità clinoformi che compongono l’intera sequenza deposizionale P₁risultano in numero di sette e, procedendo dalle più interne verso le unità più esterne, esse sono state distinte con le sigle da P1a a P1g (Fig. 2).

Tali unità rappresenterebbero successivi eventi deposizionali riferibili a momentanei stazionamenti e deboli risalite del relativo livello del mare (5° ordine) all’interno di una più generalizzata fase di abbassamento di rango superiore (4° ordine). Pertanto, una iniziale fase di staziona- mento alto del relativo livello del mare, o highstand (HST) sarebbe riconoscibile nell’unità più alta codificata come P1a (Fig. 7 e Fig. 8). Successivamente, tale stazio- namento sarebbe stato seguito da una fase di regressione forzata di tipo accretionary regression (sensu Helland- Hansen & Martinsen, 1996), durante la quale si sarebbe- ro deposte le unità deltizie P1b, P1c, P1d, P1e, P1f e P1g (Fig. 8 e Fig. 9). Tali unità possono essere considerate come l’insieme di un’FSST.

Seguendo il profilo ricostruito in Fig. 9, che mostra l’organizzazione di tali unità deltizie regressive, si può os- servare come alcune di esse (unità P1a, P1b e P1c) risul- tino in posizione ravvicinata ed in contatto reciproco. Al contrario, lungo la parte centrale del profilo deposizionale, tali unità risultano maggiormente distanziate tra di lo- ro (unità P1c, P1d e P1e), per ritornare ad essere in posi- zione più ravvicinata nella parte bassa dello stesso profi- lo (unità P1e, P1f e P1g). Tale assetto deposizionale che permette di distinguere unità deltizie di tipo attached e detached (sensu Ainsworth & Pattison, 1994) consenti- rebbe di mettere in relazione questo assetto stratigrafico con una differente ampiezza delle oscillazioni di alta frequenza del livello marino, probabilmente correlata ad una differente entità del sollevamento tettonico costiero lungo questo settore marginale del Bacino di Potenza. Tale architettura può essere schematizzata da una curva sempli- ficata di regressione di tipo time-inclined del relativo li-

vello del mare, interrotta da momentanee risalite del rela- tivo livello del mare di minore ampiezza (curva di tipo Fr di Postma, 1995; Fig. 7 e Fig. 9).

Il corpo deltizio geometricamente più basso è rappre- sentato dall’Unità P2a, la quale costituisce l’LST della sequenza deposizionale più giovane P₂(Fig. 9).

Le unità clinoformi che costituiscono questa sequenza, riconosciute in numero di quattro (P2a, P2b, P2c e P2d), presentano una differente architettura deposizionale rispetto alla sequenza sottostante. La parte sommitale del- l’Unità P2a, interpretata come un deposito deltizio subacqueo di LST, risulta incisa fino a qualche metro di profon- dità da una irregolare superficie di erosione subaerea e successivamente sormontata da depositi di natura fluviale (Fig. 3g). Su tali depositi, attraverso uno spesso pavimen- to ghiaioso condensato (Fig. 3g), si sviluppano dei sedimenti ghiaiosi deltizi marini di base scarpata (bottomset).

Questa successione viene interpretata come un sistema di IVF, la cui evoluzione è legata ad una esposizione subaerea del top della successione deltizia sottostante, incisa in condizioni subaeree, successivamente riempita da depositi fluviali durante l’inizio di una successiva rapida trasgressione e definitivamente ‘annegata’, attraverso una superficie condensata (superficie ts in Fig. 4; vedi anche Fig. 3g), sulla quale si sviluppano in retrogradazione depositi deltizi marini più profondi. Tale ultima successione costituisce il corpo dell’Unità P2b, la quale mostra dei contatti di tipo on-lap al di sopra della superficie sommi- tale della sequenza deposizionale P₁(Fig. 5b e 5d), e rappresenta il TST della sequenza deposizionale P₂. Tale uni- tà, ben distinguibile all’interno della sezione naturale di Serra Ciciniello, evolve attraverso una brusca superficie di progradazione, ad un ultimo corpo deltizio, rappresentato dall’Unità P2c. Tale unità mostra una marcata geometria progradazionale (Fig. 3e) ed un contatto di tipo down-lapcon i sottostanti depositi, e può essere interpretata come l’HST della sequenza deposizionale P₂. La successiva unità regressiva P2d rappresenta l’FSST ed è in gran parte riconoscibile da dati di sottosuolo poiché parzialmente affiorante al di sotto dei depositi diatomitici che marcano la trasgressione di 3° ordine all’interno dell’Uni- tà di Ariano e che registrano la definitiva espansione dei confini del Bacino di Potenza durante la parte bassa del Pliocene superiore (Longhitano, 2008b).

Alta frequenza all’interno delle unità deltizie del Lowstand Prograding Complex

L’osservazione delle architetture deposizionali all’interno di ciascuna singola unità deltizia, particolarmente ben visibili all’interno delle due sezioni naturali di Serra Ciciniello e Torrente Tora, possono permettere di effet- tuare ulteriori considerazioni sui processi ciclici che ne hanno regolato la sedimentazione durante l’inizio del Pliocene medio (Fig. 10). Queste sezioni dimostrano come, nei due settori presi in considerazione, le singole unità deltizie siano perfettamente correlabili tra di esse e che il loro reciproco assetto mostri, ancora una volta, una disposizione di tipo forward-stepping. La differenza tra i