Le biofacies e la storia diagenetica delle biocostruzioni del Miocene superiore, affioranti lungo le coste tirreniche dell'Italia meridionale

(1)

LE BIOFACIES E LA STORIA DIAGENETICA DELLE BIOCOSTRUZIONI DEL MIOCENE SUPERIORE, AFFIORANTI LUNGO LE COSTE TIRRENICHE

DELL’ITALIA MERIDIONALE

Carmen Romano, Claudio Neri, Antonio Russo**, Franco Russo* & Jaroslaw Stolarski°

* Dipartimento di Scienze della Terra, Università della Calabria, Via Bucci Cubo 15b I-87036, Cosenza, Italy

** Dipartimento del Museo di Paleobiologia e Orto Botanico, via Università 4, 41100 Modena, Italy

° Instytut Paleobiologii PAN, Twarda 51/55, 00-818 Warszawa, Poland

RIASSUNTO - Scopo del lavoro è la descrizione e l’interpretazione della distribuzione delle principali facies di due piccole scogliere a coralli del Miocene superiore affioranti rispettivamente nelle vicinanze dell’ aeroporto militare di Vibo Valentia e nei pressi dell’abitato di Palmi (RC), entrambe caratterizzate da bassa diversità speci- fica ed alto contenuto in apporti terrigeni. Viene inoltre illustrata la storia diagenetica che ha interessato principalmente gli organismi artefici di queste biocostruzioni, ed in modo particolare i coralli ermatipici, la cui diversità è molto bassa, così come avviene per tutte le scogliere coeve del Mediterraneo. Il framework primario è costituito infatti in modo predominante da Porites calabricae, e subordinatamente da Tarbellastraea reussiana, Siderastraea crenulata e Solenastraea desmoluinsi. Organismi incrostanti sono relativamente frequenti e sono maggiormente rappresentati da alghe rosse. Altri organismi comunemente presenti sono foraminiferi, bivalvi, echinidi e briozoi, importante è l’apporto terrigeno silicoclastico.

Anche se gli scheletri degli esacoralli sono fortemente ricristallizzati, è stato possibile osservare differenze di preservazione nelle varie specie, che ci hanno permesso di ricostruire la storia diagenetica.

A Vibo Valentia, gli scheletri di P. calabricae sono stati interessati da processi neomorfici che hanno portato alla completa sostituzione della aragonite in calcite, obliterando così completamente la loro microstuttura originaria, S. crenulata e T. reussiana invece hanno preservato tracce della originale microstruttura e mineralogia. Infatti nelle parti centrali dei setti è possibile riconoscere i centri di calcificazione e la tipica disposizione dei cristalli di aragonite. Anche le microanalisi all’EDS hanno rivelato tracce di stronzio nella calcite, suggerendo così l’esistenza di relitti dell’originale fase aragonitica. Questa differenza di preservazione è stata attribuita alla differente porosi- tà degli scheletri che rende quindi più facile la percolazione dei fluidi.

Nella zona di Rocca Campana (1 km a nord di Palmi), gli originari scheletri aragonitici dei coralli, si presentano ricristallizzati in dolomite, ed in qualche caso anche in silice. Anche qui la fauna consiste principalmente di colonie submassive di P. calabricae, e T. reussiana e subordinatamente di Solenastraea desmoluinsi. Verso l’alto le colonie di Porites diventano più frequenti ed assumono una morfologia ramificata.

Entrambi le sezioni terminano con una superficie paleocarsica sulla quale poggiano arenarie mioceniche a briozoi sulla quale dopo una lacuna stratigrafica si sono depositate sabbie plio-pleistoceniche.

La bassa biodiversità dei coralli ermatipici che caratterizza le due biocostruzioni viene interpretata come dovu- ta a fattori ambientali, in particolare climatici.

È stata effettuata una prova di laboratorio su specie di coralli attuali, quali Porites sp., Cyphastrea serailia e Siderastraea savignyana, morfologicamente simili rispettivamente a Porites calabricae, Tarbellastraea reussiana e Siderastraea crenulata. Tale prova sperimentale ha avuto lo scopo sia di verificare la risposta mineralogica sia quella microstrutturale degli scheletri aragonitici ad uno stress termico. All’aumentare della temperatura, il trattamento ha prodotto la trasformazione neomorfica aragonite/calcite in tutti gli scheletri ed ha obliterato la microstruttura primaria.

PAROLE CHIAVE: Scleractinidi, biocostruzioni, biofacies, diagenesi, Miocene superiore, Italia meridionale.

ABSTRACT - This paper illustrates the main biofaces and diagenetic history of two small coral reefs. Late Miocene in age, located in Mediterranean area, respectively near the military airport of Vibo Valentia and Palmi village (Calabria). The buildups are characterized by low diversity of bioconstructors and significant siliciclastic supply.

The primary framework consists of four scleractinian species: Porites calabricae dominates the assemblage, Tarbellastraea reussiana, Siderastraea crenulata and Solenastraea desmoluinsi are strongly subordinate.

Encrusting organisms are relatively common, mainly represented by red algae. Dwellers are constituted by forams, bivalves, echinoids and bryozoans; their presence is testified by carbonate fragments scattered into sand- sized siliciclastic sediments. Although coral skeletons are strongly recrystallized (thin-section optical and SEM observations and EDS microanalyses) it was possible to observe taxon-related differences in preservation.

In Vibo Valentia, the skeletons of P. calabricae were interested by neomorphic processes that completely replaced aragonite with calcite. On the contrary coralla of S. crenulata and T. reussiana preserve traces of the original

(2)

INTRODUZIONE

La presenza di numerose biocostruzioni del Miocene superiore nell’area mediterranea è nota già dalla fine del- l’ottocento. Chevalier (1961) fu il primo a studiare, secondo criteri moderni, le biocostruzioni di questa età affioranti nell’ area occidentale e centrale del Medi- terraneo. Successivamente, a partire dagli anni ’70, sono stati pubblicati numerosi lavori a carattere geologico- sedimentologico-paleoecologico su queste particolari biocostruzioni caratterizzate da una bassissima biodiver- sità a coralli ermatipici (Permanyer & Esteban, 1973;

Montenat, 1975; Dabrio, 1974, 1975; Buchbinder, 1975, 1979; Pedley, 1976, 1979; Esteban & Permanyer, 1977;

Alvarez et al., 1977; Pagnier, 1977; Armstrong et al., 1977; Esteban et al., 1977; Catalano, 1979; Esteban, 1979, 1980, 1996; Rouchy, 1979; Grasso et al., 1989, Fransen et al. 1996; Bosellini & Parente, 1994; Rosen 1999; Bosellini et al. 2001, 2002, ecc.). In queste ricer- che vengono avanzate numerose ipotesi per spiegare la natura e le possibili cause che hanno prodotto questi particolari complessi di scogliera.

Lo scopo di questa indagine è quello di descrivere ed interpretare le associazioni di organismi biocostruttori e di illustrare la loro storia diagenetica e paleoambientale in un quadro sedimentologico generale di due complessi di scogliera affioranti lungo le coste sud-occidentali della Calabria meridionale nelle vicinanze dell’aeropor- to di Vibo Valentia, e nei pressi dell’abitato di Palmi (RC).

Questi complessi di scogliera presentano delle pecu- liarità, non messe in evidenza dai lavori precedenti, quali il grande apporto terrigeno silicoclastico, ed un’associa- zione a Briozoi che costituisce la parte terminale del complesso. Inoltre da un punto di vista biostratigrafico essi sono collegabili nel Tortoniano superiore-Messi- niano inferiore, dato avallato anche dalla presenza di

associazioni di Foraminiferi bentonici ed Ostracodi. Lo studio diagenetico delle colonie coralline ha messo in luce un diverso comportamento degli scheletri in base alla microstruttura primaria.

INQUADRAMENTO GEOLOGICO-STRATIGRAFICO

Come detto in precedenza, i due complessi di scogliera del Miocene superiore sono ubicati in due diverse aree della Calabria tirrenica, nei dintorni di Vibo Valentia e di Palmi (RC) (Fig. 1).

Area di Vibo Valentia

Nell’area di Vibo Valentia compresa nel foglio 241 III SE “Vibo Valentia” della Carta Geologica della Calabria alla scala 1:25000 (Nicotera, 1959, modificato) (Fig. 2), sopra il basamento paleozoico eroso e localmente plani- planato, costituito da granito e gneiss, affiora una successione sedimentaria costituita da depositi sia terrigeni sia carbonatici. Queste formazioni, che dal basso verso l’alto comprendono “Sabbie a Clypeaster”, “Complessi di scogliera in eteropia con sabbie a Heterostegina”,

“Marne a Orbulina sp.”, “Marne Tripolacee”, “Calcare di base”, “Sabbie fossilifere”, “Conglomerati e arenarie ibride”, sono di età compresa fra il Miocene superiore (Tortoniano inferiore) ed il Quaternario e sono suddivi- sibili in più cicli sedimentari. Nel presente lavoro vengono descritti solo i depositi del Miocene superiore, già in parte studiati e cartografati da Nicotera (1959).

I calcari biocostruiti a coralli sono smembrati in numerosi lembi sparsi, di cui il più esteso è quello ubicato nei pressi dell’aeroporto di Vibo Valentia.

In questa località affiorano successioni costituite da sabbie silicoclastiche a stratificazione incrociata con

ROMANO et al.

78 Geologica Romana 40 (2007), 77-96

microstructure and mineralogy. In the inner zone of septa and walls it is still possible to distinguish centers of calcification from the typical fan like organization of aragonite fibers. In this phases the EDS microanalyses revealed the presence of strontium traces in the calcite, suggesting the existence of relics of the original aragonite phase. We assume that the particularly strong diagenetic alteration of the P. calabricae skeletons is linked with their highly porous structure that facilitated circulation of diagenetic fluids.

In the Rocca Campana locality (1 km north of Palmi), the aragonite coral skeletons have been completely replaced by dolomite and sometime by silica, making difficult the classification. The coral assemblage consists mainly of submassive colonies of Porites calabricae, and Tarbellastraea reussiana and subordinately Solenastraea desmoluinsi. Toward the top, Porites colonies become common and they are characterized by rod morphology. The reef top is truncated by a paleokarst surface and the carbonate body are cover by a rich bryozoan assemblage.

Plio-pleistocene sands were deposited after a stratigraphic hiatus. All these data suggest a stressed depositional environment, probably caused by eutrophic condition (siliciclastic presence testifies a noticeable input of nutrients) or by a deterioration of climatic condition.

It has been carried out a test on Recent coralla belonging to the following species: Porites sp., Cyphastrea serailia, and Siderastraea savignyana. They are respectively similar morphologically to Porites calabriacae, Tarbellastraea reussiana and Siderastrea crenulata. Thermal annealing has been performed experimentally to observe the temperature effect on the original skeleton mineralogy and microstructures. The experiment showed that the treatment produced the neomorphic transformation aragonite/calcite in all skeletons as well as the obliteration of the original microstructures.

KEY WORDS: Scleractinian, bioconstructions, biofacies, diagenesis, upper Miocene, sourthern Italy.

(3)

Clypeaster altus, bivalvi, alghe corallinacee e raramente ossa di Cetacei.

La successione prosegue con una breccia coralligena di circa 3 metri di spessore, a cui seguono, 5 m di arena- rie grossolane. In esse sono presenti Clypeaster, bivalvi e gasteropodi, e frequenti frammenti di coralli. Ad esse

si sovrappongono calcari biocostruiti dello spessore massimo di 30 m (Fig. 3a). Il framework primario è costituito da quattro specie di esacoralli, tra cui pre- vale Porites calabricae. Il com- plesso di scogliera si assottiglia verso sud est dove la morfologia dei coralli, con il genere Porites sempre dominante, diventa submassiva, e si associa a rodoliti, echinoidi, Litho- phaga, Conus e spugne perfo- ranti (Grasso et al., 1996).

L’impalcatura primaria è costi- tuita da Porites calabricae, e subordinatamente da Tarbel- lastraea reussiana, Siderastraea crenulata e Solenastraea desmo- luinsi. Le colonie coralline sono incrostate da alghe rosse.

Il corpo biocostruito al top presenta una superficie erosiva che testimonia una lacuna stratigrafica sulla quale poggiano arenarie marine a briozoi (Fig. 3b).

Area di Palmi (RC)

Il territorio di Palmi, costituisce un promontorio degradante verso il Tirreno, costituito da un basamento Paleozoico fortemente sollevato da sistemi di faglia nor- male su cui poggia in discordanza una successione sedimentaria del Tortoniano-Pliocene.

Lembi di calcare biocostruito del Tortoniano superiore/Messiniano affiorano nei dintorni di Palmi e morfologicamente costituiscono un costone degradante sulla costa tirrenica sopra il basamento cristallino o sulla prima unità tortoniana silicoclastica. Questi lembi di bio- costruzione a coralli con associazioni a Porites, Tarbel- lastraea, Solenastraea, Favites? e alghe calcaree etero- piche a biolititi poggiano sulla successione conglomera- tico-arenacea tortoniana o direttamente sul basamento cristallino. I calcari affiorano in lembi più o meno estesi, nelle località di Rocca Campana, Via Petrosa, San Filippo e nel centro abitato di Palmi (Carta Geologica della Calabria della Cassa per il Mezzogiorno alla scala 1:25.000 (Casmez, 1971, modificato) (Fig. 4).

Chevalier (1961) fu il primo a riconoscere e segnalare la presenza di biocostruzioni a coralli del Miocene superiore lungo il margine tirrenico della Calabria, tra cui, come detto in precedenza, oltre a quelli di Vibo Valentia, anche questi di Palmi. Nel suo lavoro Chevalier, descrive due distinte successioni a Rocca Campana e a Palmi.

Pedley & Grasso (1994) e Grasso et al. (1996) inqua- drano l’evoluzione sedimentaria del complesso di scogliera alle oscillazioni eustatiche generale dell’area peri- tirrenica. Ad uno stadio di lowstand precedente alla

Fig. 1 - Schema stratigrafico generale delle sequenze deposizionali cenozoiche affioranti a Vibo Valentia e Palmi, con l’indicazione degli affioramenti studiati.

- General stratigraphic sketch for the Vibo Valentia and Palmi Cenozoic depositional sequences with the location of the study areas.

Fig. 2 - Stralcio della Carta geologica ed ubicazione della sezione affiorante nei pressi di Vibo Valentia (da Nicotera, 1959, modificato).

- Geological sketch map and the location of the stratigraphic section at Vibo Valentia (after Nicotera, 1959, modified).

(4)

costruzione della scogliera, cui è associata la facies con- glomeratica-sabbiosa silicoclastica, segue un graduale highstand del livello marino, testimoniato da onlap costieri, con deposizione di sabbie silicoclastiche.

Rocca Campana

Questo lembo, già descritto da Chevalier (1961), si e- stende per circa 3 Km verso nordest dalla località di Rocca Campana, tra la quota 125 m e quota 75 m s.l.m.

La successione sedimentaria è spessa circa 40 m (Fig.

5a).

Alla base dell’affioramento, subito sopra il basamento cristallino, sono presenti conglomerati costituiti da ciottoli di basamento e areniti con frammenti di rodoliti algali.

Al di sopra sabbie grigie con un notevole grado di liti- ficazione a laminazione piano-parallela a basso angolo per c.a. 1 m, cui seguono circa 1,50 m di sabbie e peliti con evidenti segni di bioturbazione.

Per 3 m si continua con una sabbia grossolana con ciottoli spigolosi ricchi in frammenti silicoclastici e bio- clasti contenenti briozoi, bivalvi, alghe, ecc. Verso l’alto diminuisce il contenuto terrigeno ed aumenta notevol- mente la componente biocostruita. I successivi 4 m sono caratterizzati da prevalenti blocchi eterometrici con pre- valenza di colonie di Tarbellastraea, Porites, in matrice

di calcarenite ibrida, contenente modelli interni di bivalvi, gasteropodi e alghe corallinacee. Seguono 3 m di calcarenite, calcirudite e colonie di coralli. Nei restanti 17 m circa prevalgono colonie di Tarbellastraea e di Porites (Fig. 5b).

Abitato di Palmi

Chevalier (1961) descrive una seconda sezione che affiora dentro l’abitato di Palmi a quote tra 150 m e 250 m s.l.m. ed ha uno spessore complessivo di circa 8 metri.

La successione è simile a quella descritta per la sezione di Rocca Campana. La biocostruzione ha una tipica morfologia a domo, e all’interno i carbonati sono ricchi di colonie di Porites e Tarbellastraea con singole colonie che superano il metro di diametro. Gli strati carbonatici della sezione di Palmi sono sovente brecciati e interpre- tati da Chevalier come tipici di base di scarpata della scogliera (Facies di Reef Talus). In questa sezione sono evidenti filoni sedimentari sia nella biocostruzione che nel basamento cristallino riempiti da micrite e biocalca- reniti.

Petrosa

L’affioramento, è compreso tra le quote 125 m e 75 m s.l.m. e si estende per circa 3 km verso nordest. Esso è un corpo carbonatico costituito alla base da colonie in

ROMANO et al.

Fig. 3 (a) - Panoramica della cava di Vibo Valentia, con l’indicazione della sezione campionata.

- Panoramic view of the Vibo Valentia quarry with location of the sampled stratigraphic section.

(5)

posto di Porites a morfologia ondulata che vanno a dimi- nuire in numero verso il tetto, lasciando il posto a colo- nie di Tarbellastraea a morfologia ramificata. Tra le colonie di Porites alla base si notano dei banchi a stro- matoliti delle dimensioni dell’ordine di due o tre metri.

Probabilmente questo affioramento è dislocato tettonica- mente e quindi ribassato verso mare, ma è facile presup-

porre che si tratti dello stesso affioramento di Rocca Campana.

I due affioramenti (Vibo Valentia e Palmi) possono essere schematizzati come segue in Figg. 6 e 7.

MATERIALI E METODI

Sono stati esaminati campioni di scleractinia attuali appartenenti alle specie Chypastrea serailia, Siderastraea savignyana e Porites sp. Sono state prese in esame tre specie fossili tra le più comuni e più abbondanti nell’area mediterranea che dominano le scogliere oligotipiche mio- ceniche, e sono: Tarbellastraea reussiana, Siderastraea crenulata e Porites calabricae.

A causa delle caratteristiche degli affioramenti, il metodo comunemente usato per lo studio delle scogliere fossili (il metodo del quadrato, Plot techniques) non è stato possibile applicarlo. È stato invece possibile utiliz- zare il metodo della linea continua (Line intercept trans- ect) per un totale di duecento campi di osservazione della lunghezza di 10 cm. Il metodo della linea continua ha fornito i seguenti dati quantitativi per i costruttori prima- ri: 60% Porites, 30% Tarbellastraea, 7% Siderastraea e 3% Solenastraea.

Al fine di verificare possibili variazioni geodinamiche e/o microstrutturali nell’ambito delle fasi di sviluppo delle colonie, sono state effettuate tre sezioni longitudi-

Fig. 3 (b) - Schema della sezione stratigrafica.

- Schematic stratigraphic section.

Fig. 4 - Stralcio della Carta geologica ed ubicazione delle sezioni studiate affioranti nei pressi di Palmi (da Casmez, 1971, modificato).

- Geological sketch map and location of the stratigraphic section at Palmi (after Casmez, 1971, modified).

(6)

nali (basali, intermedie e terminale) per ogni campione di colonia studiato.

Le sezioni sottili sono state osservate al microscopio ottico per le indagini micromorfologiche. Alcune sezioni sono state sottoposte ad un debole attacco acido e successivamente metallizzate con un filtro di carbonio per indagini morfologiche al SEM alla nanoscala e microanalisi EDS.

OSSERVAZIONI AL MICROSCOPIO OTTICO

Le analisi delle sezioni sottili hanno messo in evidenza la presenza nelle cavità di sedimento terrigeno delle dimensioni granulometriche del silt/sabbia. Il sedimento terrigeno contiene numerosi foraminiferi bentonici, ed in minor misura planctonici. L’analisi quantitativa sul terre- no ed osservazioni al microscopio hanno permesso di riconoscere le diverse categorie funzionali degli organismi recifali. Gli incrostanti sono costituiti principalmente da alghe rosse, foraminiferi e briozoi; gli intrappolato- ri sono formati da colonie di Porites; ai distruttori appar- tengono principalmente organismi perforanti come bivalvi (Pholas) e spugne; tra gli abitatori della comuni- tà si riconoscono, in ordine di importanza, i seguenti taxa: briozoi, echinidi e bivalvi.

Affioramento di Vibo Valentia

Dalle areniti poco cementate sono stati prelevati tre campioni per verificare la possibilità di estrarre micro- fossili significativi. È stata raccolta una fauna ad ostracodi, tra cui sono state riconosciute due specie di una certa rilevanza biostratigrafica (Pokornyella italica e Arutella saheliensis) (Tav. 1, Figg. 1, 2). Esse indicano un’età Tortoniano superiore/Messiniano inferiore, intervallo di tempo attribuito al piano Saheliano. In quasi tutti i campioni sono presenti foraminiferi incrostanti ed esemplari appartenenti al genere Elphidium (Tav. 1, Fig. 4) e fora- miniferi planctonici (Tav. 1, Fig. 3; Tav. 2, Figg. 1, 5, 6).

Nelle areniti poco cementate sono osservabili alcuni dei principali organismi abitatori della scogliera e cioè echinidi, bivalvi, foraminiferi bentonici, briozoi (Tav. 1, Fig. 5-6) ed alghe rosse (Tav. 2, Figg. 1-4).

Le sezioni trasversali di colonie di P. calabricae, pre- sentano delle incrostazioni microbialitiche che sembrano indicative di uno stazionamento subacqueo prolungato prima del seppellimento (Tav. 3, Fig. 1). In sezione lon- gitudinale di P. calabricae, sono osservabili delle bande chiare e scure che dovrebbero riflettere alternanze sta- gionali di accrescimento (Brachert et al. 2006). In Tav. 3, Fig. 2 è riconoscibile una colonia di T. reussiana.

Le sezioni trasversali di colonie di S. crenulata, mo-

ROMANO et al.

Fig. 5 (a) - Panoramica degli affioramenti di località Rocca Campana e Petrosa (Palmi, RC), con l’indicazione della sezione campionata.

- Panoramic view of the Rocca Campana and Petrosa stratigraphic sections with location of the sampled section.

(7)

strano verso la periferia dei calici un’area scura, fortemente epifluorescente indicativa della presenza di materia organica. Le cavità intracoloniali appaiono riempite da sedimento terrigeno (Tav. 3, Fig. 3). Nel campione VV_12 ricco di sedimento silicoclastico, è stato possibi- le osservare una piccola colonia di Solenastrea desmou- linsi (Tav. 3, Fig. 4).

I campioni prelevati nella parte alta della sezione, sono caratterizzati da fango micritico e grani scheletrici. La presenza di micrite è indicativa di un drastico cambia- mento idrodinamico dell’ambiente di sedimentazione, interpretabile come facies di retroscogliera a bassa ener- gia idrodinamica.

Nelle arenarie marine a briozoi sono presenti numerose specie, tra le quali si possono citare le seguenti, tipi- che del Miocene superiore: Stereachmella buski, esca- roides coccigea, Puellina venusta e Celleporina cf.

magnevillana.

Tali specie sarebbero indicative di un ambiente relativamente temperato temperato/freddo documentando un deterioramento climatico insieme ad un aumento del livello marino.

Affioramento di Palmi

In località Rocca Campana, l’affioramento è caratterizzato dalla presenza di clasti decimetrici ricchi di colonie a scleractinia. Verso l’alto i clasti diminuiscono in dimensione ed in numero fino a scomparire del tutto negli ultimi metri dell’affioramento caratterizzati soltan- to dalla componente carbonatica massiccia.

Dalle osservazioni di campagna appare probabile che la biocostruzione affiori in tutti i suoi stadi di sviluppo.

In questa località sono stati prelevati otto campioni. In generale l’affioramento ha presentato difficoltà di cam- pionamento e soltanto per il campione lineare RC_8 è stato possibile fare osservazioni dettagliate e selezionare le diverse colonie di biocostruttori. I primi due campioni riguardano le arenarie grossolane ad alghe a rodoliti che costituiscono il substrato della biocostruzione, verso est sono eteropiche a ruditi con clasti di basamento.

Nei successivi campioni è osservabile la tipica comu- nità alghe/coralli, dove le colonie a Porites sono incro- state da alghe rosse. La componente terrigena è costituita da clasti spigolosi della dimensione granulometrica delle sabbie e, ricche di foraminiferi bentonici e subordinatamente planctonici.

In sezione sottile i coralliti delle colonie di T. reussia- na prelevate nella parte inferiore della biocostruzione, appaiono (Tav. 3, Fig. 6) fortemente ricristallizzati o riconoscibili solo come impronte esterne.

Il campione lineare RC_8 ha fornito tre sottocampio- namenti (Tarbellastraea reussiana, Porites sp. e Side- rastraea sp.) i quali hanno confermato il pessimo grado di preservazione dell’affioramento.

Sono stati prelevati anche tre campioni dalle colonie che si impostano direttamente sul basamento cristallino.

Si tratta di Porites sp. e T. reussiana le cui colonie si sono accresciute sui clasti in situ (Tav. 3, Fig. 5).

In Località Petrosa invece affiora la fase evoluta matu- ra della biocostruzione con colonie a Porites sp. che ven- gono sostituite verso l’alto da colonie ramificate appar- tenenti al genere Tarbellastraea. Le colonie a Porites pertanto diminuiscono in frequenza verso l’alto.

Da questo affioramento sono stati prelevati tre campioni VP_1, VP_2 e VP_3, in cui sono osservabili colonie di Porites e T. reussiana. Nel campione VP_1 sono presen- ti anche stromatoliti ed in VP_2 è riconoscibile una colo- nia di Solenastrea sp.

Un terzo affioramento lembo della medesima biocostruzione è osservabile in piccoli affioramenti nei pressi dell’abitato di Palmi. L’unità affiorante ha uno spessore

Fig. 5 (b) - Schema della sezione stratigrafica.

- Schematic stratigraphic section.

(8)

ROMANO et al.

Fig. 6 - Schema dei rapporti stratigrafici della successione affiorante a Vibo Valentia con il posizionamento della biocostruzione. Da notare l’importante contributo di sedimenti terrigeni.

- Sketch of the stratigraphic relations in the Vibo Valentia quarry and location of the buildup. Note the huge terrigenous supply.

Fig. 7 - Schema dei rapporti stratigrafici della successione affiorante a Palmi (Rocca Campana) con il posizionamento della biocostruzione. Da notare le superfici inclinate che registrano la progradazione del buildup.

- Sketch of the stratigraphic relations of the Palmi outcrop and location of the buildup. The carbonate buildup grows directly over the crystalline basement. The sigmoidal sedimentary structures testify to the buildup progradation.

(9)

massimo di circa 10 m in cui sono riconoscibili le mede- sime facies che costituiscono il tetto della sezione di Località Petrosa.

In generale, gli affioramenti dell’area di Palmi presentano un grado di conservazione dei carbonati basso. Tutte le colonie sono fortemente ricristallizzate, alcune sono documentabili solo attraverso impronte, altre (spesso Porites sp.) sono ricristallizzate in silice. Tale ricristalliz- zazione in silice potrebbe essere legata alla circolazione di fluidi provenienti dal sottostante basamento cristallino.

OSSERVAZIONI AL SEM-EDS Campioni di Vibo Valentia

Le osservazioni al SEM per e le microanalisi EDS degli sclerotessuti di P. calabricae hanno mostrato tessi- tura microcristallina calcitica. I cristalli calcitici hanno le dimensioni dell’ordine di alcuni µm e forma di poliedri equidimensionali (Tav. 4, Figg. 1, 2). Le fibre aragonitiche dei tessuti originari sono sostituite in calcite ed hanno perduto sia la forma allungata sia l’assetto origi-

TAVOLA 1

Figg. 1-2 - Immagini al SEM. Fig. 1 - Pokornyella italica. Fig. 2 - Arutella saheliensis. Figg. 3-6 - Immagini al microscopio ottico di sezioni sottili.

Fig. 3 - Foraminifero planctonico FP. Fig. 4 - Elphidium sp.. Fig. 5 - Lingulina costata (Tort.-Plioc.inf.). Fig. 6 - Frammento di briozoo.

PLATE 1

Figs. 1-2 - SEM images. Fig. 1 - Pokornyella italica. Fig. 2 - Arutella saheliensis. Figs. 3-6. Optical microscope images of thin sections. Fig. 3 - Planktonic foraminifer FP. Fig. 4 - Elphidium sp. Fig. 5 - Lingulina costata (Tort.- Early Plioc.). Fig. 6 - Bryozoan fragments.

(10)

nario. Lo studio degli elementi minori, alle microanalisi all’EDS ha permesso di caratterizzare la calcite che si presenta priva di ioni Fe⁺⁺, Mg⁺⁺tipici del seppellimen- to profondo. Ciò farebbe pensare ad una transizione aragonite → calcite avvenuta in una fase precoce della dia- genesi. L’osservazione al SEM degli sclerotessuti di T.

reussiana e S. crenulata, ha mostrato che le microstrut- ture originarie sono parzialmente conservate, è infatti possibile riconoscere ancora la presenza di cristalliti aghiformi di circa 2µm di larghezza e 10 µm di lunghez- za (Tav. 4, Figg. 3-6). Questi remains dei cristalliti origi- nali aragonitici si trovano prevalentemente in corrispon-

denza dei centri di calcificazione, e si sono preservati molto probabilmente grazie alla materia organica, più abbondante questa in aree, che ne ha rallentato la circolazione dei fluidi diagenetici.

Una fase diagenetica meteorica tardiva di questo affioramento sarebbe testimoniata da orli isopaci di cristalli a dente di cane presenti sui bordi dei setti. Tali cristalli si sarebbero formati dopo la dissoluzione ad opera di fluidi meteorici, del riempimento secondario degli spazi intrasettali (Tav. 4, Fig. 4). Anche gli sclerotessuti di S.

crenulata, conservati in calcite bassomagnesiaca, pre- sentano relitti di fibre aragonitiche simili a quelle osser-

ROMANO et al.

TAVOLA 2

Figg. 1-6 - Immagini al microscopio ottico di sezioni sottili. Fig. 1 - Foraminifero bentonico. Fig. 2 - Alghe rosse incrostanti. Fig. 3 - Bivalve. Fig.

4 - Radiolo di echinide. Fig. 5 - Quinqueloculina sp. Fig. 6 - Grainstone/packstone a foraminiferi bentonici e planctonici.

PLATE 2

Figs. 1-6 - Optical microscope images of thin sections. Fig. 1 - Benthic foraminifera. Fig. 2 - Encrusting red algae. Fig. 3 - Bivalve. Fig. 4 - Cidarid echinoid. Fig. 5 - Quinqueloculina sp. Fig. 6 - Grainstone/packstone of benthic and planktonic foraminifers.

(11)

vate nella T. reussiana. La similitudine del grado di pre- servazione tra i due taxa, potrebbe riflettere una analoga microstruttura, microarchitettura e distribuzione dei resti di materia organica.

Campioni di Palmi

Gli sclerotessuti di Porites sp. e T. reussiana, risultano al SEM-EDS costituiti da microcristalli rombici di dolomite lievemente ricca in calcio delle dimensioni delle decine alle centinaia di microns. Le dimensioni dei cri-

stalli di dolomite hanno impedito alla dolomitizzazione di obliterare anche l’architettura generale degli scheletri.

In Località Petrosa, è presente un livello stromatoliti- co dello spessore di 50 cm, che è correlabile stratigrafi- camente con la parte superiore del corpo carbonatico affiorante a Rocca Campana. Queste stromatoliti testi- monierebbero lo stadio di dominazione nell’evoluzione della biocostruzione. L’osservazione al SEM-EDS di un frammento di stromatoliti, ha mostrato che anche queste microbialiti sono completamente ricristallizzate in dolomite lievemente ricca in calcio.

TAVOLA 3

Figg. 1-6 - Immagini al microscopio ottico di sezioni sottili trasversali/oblique. Fig. 1 - Coralliti in colonia cerioide di P. calabricae. Fig. 2 - Colonia subcerioide di T. reussiana. Fig. 3 - Colonia di S. crenulata immersa in sedimento terrigeno T. Fig. 4 - Corallite di S. desmoulinsi con “coenosteum”

ben evidente. Fig. 5 - Colonia di Porites sp. Insediata su un clasto di basamento cristallino. Fig. 6 - Corallite di T. reussiana.

PLATE 3

Figs. 1-6 - Optical microscope images of transverse/oblique thin sections. Fig. 1 - Massive P. calabricae colony. Fig. 2 - T. reussiana colony. Fig. 3 - S. crenulata colony in terrigenous matrix T. Fig. 4 - Coral of S. desmoulinsi, “coenosteum” is also observable. Fig. 5 - Porites sp. colony encrusting a basement clast. Fig. 6 - T. reussiana colony.

(12)

ROMANO et al.

TAVOLA 4

Figg. 1-6 - Immagini al SEM di sezioni subtangenziali lievemente attaccate con acido. Fig. 1 - Colonia di P. calabricae. Fig. 2 - Particolare della Fig. 1. Fig. 3 - Calice di T. reussiana. Fig. 4 - Calcite meteorica. Fig. 5 - Setto di Siderastraea crenulata. Da notare nella parte centrale dell’immag- ine tracce di centri di calcificazione. Fig. 6 - Particolare del centro di calcificazione. È possibile osservare cristalliti aghiformi che costituiscono relitti dell’aragonite primaria.

PLATE 4

Figs. 1-6 - SEM images of the sub-tangent sections. Fig. 1 - P. calabricae colony. Fig. 2 - Particular of the fig. 1. Fig. 3 - Coral of T. reussiana. Fig.

4 - Meteoric calcite. Fig. 5 - Septum of Siderastraea crenulata. Note in the central part of a septum the calcification centres. Fig. 6 - Particular of the calcification centre. It is possible to observe needle-like crystals that constitute relicts of the primary aragonite.

(13)

TRASFORMAZIONE NEOMORFICA ARAGONI- TE-CALCITE: PROVA SPERIMENTALE

Al fine di valutare le possibili cause del diverso stato di conservazione delle colonie mioceniche è stata effettuata una prova di laboratorio su sclerotessuti di coralli attuali appartenenti alle specie Porites sp. [?Porites loba- ta Dana, 1846], Cyphastrea serailia (simile morfologi- camente a T. reussiana), Siderastraea savignyana (Tav.

5, Figg. 1-6). La temperatura, la pressione ed i liquidi ionizzanti, sono le principali componenti che producono i fenomeni diagenetici. Poiché la temperatura è un para- metro facilmente controllabile in laboratorio, sono state sottoposte ad un trattamento termico le specie attuali sopra citate (Stolarski et al., 2007, Stolarski & Mazur, 2005). Esse presentano caratteristiche microstrutturali, architettoniche e tessiturali simili alle specie mioceniche precedentemente menzionate. Dalle osservazioni in epifluorescenza dei coralli attuali si è potuto notare che, le aree scure in luce parallela risultano luminescenti in epifluorescenza, e che quindi la materia organica si distri- buisce in quantità maggiori nelle parti mediane dei setti e sui centri di calcificazione (Gautret et al., 2000) (Tav.

6, Figg. 1-6).

Trattamento termico

Gli sclerotessuti aragonitici delle specie attuali sono state sottoposte al seguente trattamento: i campioni sono stati riscaldati in aria con gradiente lineare di 10°C al minuto, da una temperatura ambientale di 20°C fino a 500°C. Essi sono stati mantenuti alla temperatura di 500

°C per un ora. Successivamente i campioni sono stati lasciati raffreddare a 20°C per 12 ore. Gli scheletri sono stati in seguito osservati al microscopio a scansione ed hanno mostrato una importante trasformazione della microstruttura, da cristalliti allungati ad equidimensionali (Tav. 7, Figg. 1-6).

Con la microanalisi EDS sono stati mappati gli elementi minori per riconoscere le geometrie della trasformazione aragonite-calcite. I risultati dell’esperimento si possono così riassumere:

1. tutte le forme attuali dopo il trattamento hanno perso gran parte del contenuto in Sr,

2. la trasformazione neomorfica ha interessato la tota- lità degli sclerotessuti in modo omogeneo,

3. forme attuali dopo essere state sottoposte a trattamento hanno mostrato una microstruttura molto simile agli sclerotessuti delle rispettive forme mioceniche. In particolare è stato possibile confermare le seguenti corrispondenze diagenetiche:

Anche le mappe della distribuzione degli elementi minori hanno mostrato le stesse corrispondenze verifica- te per le microstrutture. Il trattamento termico pur for- nendo un risultato coerente con le forme diageneizzate mioceniche, non dà informazioni sufficienti ad esclude- re che anche gli altri fattori, pressione e liquidi ionizzanti, possono aver avuto un ruolo significativo e/o prepon- derante. Bisogna tener conto che l’aragonite a temperatura e pressione atmosferica si trova in condizioni di instabilità per cui qualsiasi meccanismo che faciliti l’inversione aragonite/calcite può rappresentare una concau- sa del processo diagenetico (Cuif & Sorauf, 2001).

Infine c’è da considerare anche che prove sperimentali (Carlson, 1990; Stolarski et al., 2007) non sono state in grado di definire i parametri di stabilità argonite/calcite quando siano coinvolti biominerali.

DISCUSSIONE DEI RISULTATI E CONCLUSIONI

Posizione cronostratigrafica, considerazioni paleoambientali e paleoecologiche

Lo studio stratigrafico e sedimentologico della successione neogenica ha permesso di definire delle unità lito- stratigrafiche caratteristiche dell’area di Vibo Valentia e di stabilire una collocazione stratigrafica anche alle biocostruzioni coralligene affioranti nell’area di Palmi.

Dallo schema stratigrafico illustrato in Fig. 1, risulta chiaro che depositi sedimentari marini, essenzialmente silicoclastici, si sovrappongono in onlap ad un substrato cristallino precedentemente emerso e caratterizzato da una articolata paleotopografia.

In base al contenuto fossilifero e attraverso il confron- to con successioni che affiorano in località prossime (Vibo Valentia, Cessaniti, Vena, ecc.), questi depositi tra- sgressivi possono essere riferiti al Tortoniano superiore.

La biocostruzione a coralli si interdigita lateralmente ai depositi arenaceo-conglomeratici marini, venendo infine ricoperta da sabbie gialle ad Heterostegina papyracea, con le quali è almeno in parte eteropica. Il ritrovamento di alcune specie di ostracodi prelevati nei livelli arenacei (Arutella saheliensis, Pokornyella italica) permette di posizionare le biocostruzioni oggetto di studio in un intervallo di tempo che va dal Tortoniano superiore/

Messiniano inferiore (corrispondente al piano informale Saheliano) (Nicotera, 1959).

L’evento successivo è rappresentato dalla brusca sovrapposizione alle areniti ibride di argille più o meno marnose contenenti una macrofauna a Spatangoidi e microfauna a foraminiferi planctonici, ricca principal- mente in Orbulina ssp., Globorotalia ssp. che marcano un ambiente deposizionale più profondo. Nel Salento (Bosellini et al. 2001, 2002) la variazione di profondità ed il deterioramento climatico sono segnalate dalla pre- senza dei trottoir a vermetidi, mentre in Calabria proba- bilmente il deterioramento climatico è evidenziato dalla presenza di alcune specie di briozoi tipiche di un clima temperato/freddo (Moisette, 1997; 2000). Le comunità Forme attuali Forme mioceniche

Porites sp. Porites calabricae Cyphastaea serailia Tarbellastraea reussiana Siderastraea savygnana Siderastraea crenulata

(14)

ROMANO et al.

TAVOLA 5

Figg. 1-6 - Immagini al SEM di superfici naturali di colonie di coralli attuali. Fig. 1 - Colonia di Porites sp.. Fig. 2 - Particolare di calice di colonia illustrata in Fig. 1. Fig. 3 - Colonia di Cyphastrea serailia. Fig. 4 - Particolare di calice di colonia illustrata in Fig. 3. Fig. 5 - Colonia di Siderastraea savignyana. Fig. 6 - Particolare della Fig. 5.

PLATE 5

Figs. 1-6 - SEM images of recent coral colonies. Fig. 1 - Porites sp. colony. Fig. 2 - Detail of coral in Fig. 1. Fig. 3 - Cyphastrea serailia colony. Fig.

4 - Detail of coral in Fig. 3. Fig. 5 - Siderastraea savignyana colony. Fig. 6 - Magnification of coral in Fig. 5.

(15)

TAVOLA 6

Figg. 1-6 - Immagini al microscopio ottico di sezioni trasversali/oblique di colonie di coralli attuali. Nella colonna a sinistra (Figg. 1, 3, 5) immagini al microscopio in luce parallela, nella colonna di destra (Figg. 2, 4, 6) le stesse immagini in epifluorescenza. Da notare che le aree scure in luce parallela risultano luminescenti in epifluorescenza. Ciò indica che tali aree sono ricche in materia organica. Fig. 1 - Parte di calice di Chyphastraea serailia. Fig. 2 - Epifluorescenza di Fig.1. Fig. 3 - Sezione trasversale di calice di Siderastarea savignyana. Fig. 4 - Epifluorescenza di Fig. 3. Da notare come i centri di calcificazione, molto luminescenti, siano disposti in serie, tipici della S. savignyana. Fig. 5 - Sezione trasversale di calice di Porites sp. Fig. 6 - Epifluorescenza di Fig. 5. Da notare anche in questo caso le zone chiare fluorescenti corrispondono ai centri di rapido accresci- mento tipici del Porites sp.

PLATE 6

Figs. 1-6 - Optical microscope images of transverse/oblique thin sections of recent coral colonies. In the left column (Figs. 1, 3, 5) images with the light microscope, in the right column (Figs. 2, 4, 6) the same images with the fluorescence microscope. Note that the dark regions with the light micro- scope appear bright with the epifluorescence microscope, indicating areas rich in organic matter. Fig. 1 - Septum of Chyphastraea serailia. Fig. 2 - Image in epifluorescence of Fig.1. Fig. 3 - Transversal section of coral of Siderastarea savignana. Fig. 4 - Epifluorescence of Fig. 3. Note that the calcification centres are lighter and lined in sequence, characteristic of the S. savignana. Fig. 5 - Porites sp.: transversal section of a coral. Fig. 6 - Epifluorescence of Fig. 5. Note also in this case that the lighter and more fluorescent zone, correspond to the calcification centres.

(16)

ROMANO et al.

TAVOLA 7

Figg. 1-6 - Immagini al SEM di fratture attaccate con acido debole di forme attuali. Nella colonna di sinistra (Figg. 1, 3, 5) gli scheletri prima del trattamento; nella colonna a destra (Figg. 2, 4, 6) dopo il trattamento. Fig. 1 - Porites sp. Fig. 2 - Porites sp. sottoposto a trattamento. Si nota l’in- versione dei cristalli aragonitici in grani calcitici eterogenei (3-15 µm) vagamente organizzati secondo cerchi concentrici. Fig. 3 - Cyphastrea serail- ia. Fig. 4 - C. serailia sottoposto a trattamento. Risulta evidente che i centri di calcificazione dopo il trattamento si trasformano in cristalli di calcite con delle cavità del diametro di circa 5 µm formatesi presumibilmente a causa della combustione della materia organica presente in essi. Fig. 5 - Siderastraea savignyana. Fig. 6 - S. savignyana sottoposto a trattamento. La microstruttura appare costituita da cristalliti calcitici piuttosto etero- genei (5-20 µm) non organizzati in modo casuale.

PLATE 7

Figs. 1-6 - SEM images of polished and etched (formic acid) sections of recent corals. In the left column (Figs. 1, 3, 5) the skeletons before the anneal- ing treatment; in the right column the same skeletons annealed (Figs. 2, 4, 6). Fig. 1 - Porites sp. Fig. 2 - Porites sp. after the treatment. Note that the fibrous skeletal texture is replaced by heterogeneous small calcite grains (3-15 µm). The possible original position of the calcification centres is now organized in concentric circles. Fig. 3 - Cyphastrea serailia. Fig. 4 - C. serailia after the treatment. Note that the calcification centres are replaced by calcite grains with small cavities (about 5 µm in size) probably, owing to the organic matter combustion. Fig. 5 - Siderastraea savignyana. Fig. 6 - S. savignyana after the treatment. The microstructures is constituted by small grains, typically 5-20 µm in diameter. In the middle part of the sep- tum calcite crystals appear to be quite larger probably reflecting the original position of calcification centres.

(17)

di vermetidi delle successioni sedimentarie del Salento (Bosellini et al. 2001, 2002) hanno suggerito un abbas- samento relativo del livello del mare marcato da un innalzamento del fondo marino; mentre nelle aree oggetto di questo lavoro, la presenza di argille marnose con faune marino profonde sarebbero indicative di un innalzamento relativo del livello del mare marcato da un accentuata subsidenza del fondale marino. Questi mec- canismi innescandosi, associati anche al deterioramento climatico, sarebbero responsabili della brusca scompar- sa delle scogliere coralline.

Proseguendo nella successione stratigrafica verso l’al- to, per uno spessore di circa 2 m, compaiono le classiche intercalazioni di “tripoli” (diatomiti), a fine laminazione piano-parallela. Come è noto, l’avvento del “tripoli” è interpretato come prodromo della crisi di salinità messi- niana.

Le biocostruzioni sono caratterizzate dalla presenza di una notevole componente terrigena con granulometria della sabbia. Le cause di questa peculiarità possono essere correlate sia alla generale instabilità tettonica caratteristica del Messiniano sia dalle oscillazioni eustatiche precursori dell’importante deterioramento ambientale iniziato circa 6.3 M.a. (Rouchy & Caruso, 2006).

Caratteristica fondamentale dei complessi di scogliera studiati è la loro bassa diversità biologica, tale peculiari- tà è già stata osservata in numerose biocostruzioni del Tortoniano superiore/Messiniano inferiore del Medi- terraneo (Esteban et al. 1996; Rosen, 1999). Le associazioni di scogliera studiate sono caratterizzate dalla pre- senza di una sola specie dominante (Porites calabricae) e di tre specie subordinate (Tarbellastraea reussiana, Siderastraea crenulata e Solenastraea desmoluinsi). Si tratta dunque di “reefs” oligotipici, che dovevano svilup- parsi in ambiente marino stressato, dove oscillazioni del livello del mare producevano importanti variazioni nel tenore dei nutrienti. Anche le specie a briozoi presenti nelle arenarie marine, confermerebbero un deterioramento climatico.

Facies, materia organica e diagenesi

L’osservazione di sezioni sottili orientate al microscopio ottico ed al SEM ha permesso la valutazione dello stato di preservazione degli scheletri ed ha fornito i dati necessari per la determinazione della corallofauna.

Attraverso analisi all’EDS è stato possibile valutare la presenza degli elementi minori nei carbonati (Mg, Sr, Fe, Mn) per ricostruire le principali fasi della storia diagenetica delle biocostruzioni studiate.

I framework affioranti a Palmi hanno subito una generale e pervasiva dolomitizzazione. La dolomite è stechiometrica o presenta una lieve prevalenza di calcite. I cristalli idiomorfi di dolomite hanno un abito rombico, sono organizzati in mosaici idiotipici, ed hanno dimensioni che variano dalle decine alle centinaia di microns.

Le colonie che si sono sviluppate sul substrato metamor- fico sono parzialmente silicizzate forse a causa dei fluidi ricchi in silicio provenienti dal basamento. Gli schele-

tri più ricristallizzati appartengono al genere Porites, infatti gli sclerotessuti caratteristici di questo genere presentano un’alta porosità che ha favorito l’azione dei fluidi diagenizzanti. Sovente le parti assiali di colonie di Porites sp. risultano sostituite da silice, mentre le aree periferiche mostrano cristalli di calcite meteorica. È probabile che questo fenomeno sia legato a diagenesi tardiva, durante la fase di esposizione subaerea. La diagenesi che ha coinvolto il framework è probabilmente polifasi- ca e la fase tardiva risulta essere quella più distruttiva con formazione di una importante porosità intraschele- trica secondaria. Anche le colonie di T. reussiana hanno subito il generale fenomeno della dolomitizzazione pervasiva, ma il maggiore contenuto in materia organica ha rallentato lo sviluppo dei cristalli dolomitici che al massimo raggiungono le dimensioni di circa 10 µm. Ciò ha permesso la preservazione della architettura.

Nel reef affiorante a Vibo Valentia è possibile riconoscere le facies di margine, scarpata e lembi di retroscogliera. La scarpata è dominata da una breccia corallina con colonie non in posto, stabilizzate da alghe coralline incrostanti, il margine è dominato da colonie in posto di scleractinie anch’esse incrostate da alghe rosse. Il retroscogliera, che è osservabile in alcune aree al tetto della successione, è caratterizzato da wackestone e packstone microbialitici ricchi in melobesie, bivalvi, radioli di echinidi e foraminiferi bentonici.

I carbonati della biocostruzione di Vibo Valentia, pre- servano le architetture e le tessiture anche se hanno subi- to la trasformazione neomorfica aragonite/calcite. Tale ricristallizzazione prevede, in genere, che nel carbonato di calcio diminuisca la quantità di Sr (da 10.000 ppm a poche centinaia di ppm). Il buono stato di conservazione degli sclerotessuti di Siderastraea crenulata e Tarbellastraea reussiana è confermato dal fatto che è ancora possibile riconoscere al SEM la presenza di relitti di cristalliti aghiformi di circa 2 µm di larghezza e 10 µm di lunghezza, contenenti una quantità rilevante di Sr (alcune migliaia di ppm). Sono state anche osservate nelle cavità tra i setti, cementi tardivi di calcite ferrosa che testimoniano la fase diagenetica di seppellimento profondo. Il migliore stato di conservazione di queste colonie di scleractinie rispetto a quelle affioranti a Palmi, potrebbe essere spiegato con la minore dimensione granulometrica del sedimento terrigeno associato.

La prova sperimentale di laboratorio, effettuata su colonie di coralli attuali appartenenti alle specie Cyphastrea serailia, Porites sp. [?Porites lobata Dana, 1846], Siderastraea savignyana, simili per microstruttu- ra, mineralogia ed organizzazione scheletrica ai biocostruttori miocenici, ha messo in evidenza un differente comportamento delle specie al variare della temperatura.

In tutti i casi si è avuto la trasformazione neomorfica aragonite/calcite. Lo sclerotessuto ha perduto sia la micromorfologia a cristalli allungati, sia l’organizzazione sfe- rulitica. In particolare Porites sp. mostra l’inversione dei cristalli aragonitici in grani calcitici eterogenei (3-15 micron) vagamente organizzati secondo cerchi concen- trici. In C. serailia è ben osservabile la trasformazione

(18)

della zona occupata dai centri di calcificazione. Tali centri dopo il trattamento si trasformano in cristalli di calcite che presentano cavità del diametro di circa 5 µm.

Questa micromorfologia testimonierebbe le lacune lasciate dalla combustione della materia organica pre- sente nei centri di calcificazione. In S. savignyana dopo il trattamento la microstruttura appare costituita da cristalliti calcitici piuttosto eterogenei (5-20 µm) non organizzati in modo casuale (Tav. 7, Figg. 1-6).

L’esperimento ha confermato la perdita di Sr con l’a- vanzare della diagenesi e la similitudine delle trasforma- zioni neomorfiche tra i taxa attuali e quelle fossili a causa di uno stress termico.

Le due biocostruzioni (affioranti a Palmi ed a Vibo Valentia) pur essendo presumibilmente coevi, per il quadro stratigrafico regionale e per la peculiarità delle comunità fossili, mostrano una storia diagenetica differente soprattutto negli stadi finali. Lo schema in Fig. 8

ROMANO et al.

Fig. 8 - Successione schematica dei principali eventi diagenetici che hanno interessato il reef di Vibo Valentia; le varie fasi sono ricostruite su un ipotetico corallite di T. reussiana in sezione trasversale. (a) Disegno schematico di sezione trasversale parziale di un corallite di T. reussiana.

Microstruttura primaria a cristalli aghiformi aragonitici che si irradiano dai centri di calcificazione. (b) Formazione di cementi marini primari isopaci postmortem. La microstruttura primaria rimane quasi inalterata. (c) Seppellimento profondo del corallite: le cavità intrasettali vengono riempite da cemento di calcite spatica e l’aragonite si trasforma in calcite con un processo di neomorfismo aggradante. L’organizzazione microstrutturale è ancora riconoscibile. (d) Il sollevamento tettonico espone la biocostruzione ai fluidi meteorici che dissolvono la calcite spatica e parzialmente anche gli sclerotessuti. I resti scheletrici subiscono ulteriori fenomeni diagenetici: si depositano cementi meteorici e si oblitera quasi totalmente la microstruttura originaria. In alcune aree precipitano cementi vadosi.

- Schematic sequence of the main diagenetic phases which characterized the Vibo Valentia carbonate buildup. The diagenetic evolution is reconstructed on a hypothetic transversal section of T. reussiana coral. (a) Scheme of a transversal section of T. reussiana coral. Primary microstructure of acicular crystals of aragonite radiating from the calcification centers; (b) formation of isopachous marine cements after the corals death. The original microstructure is preserved; (c) sedimentary deep burial of corals: intraseptal voids are filled by sparry calcite; the aragonite is replaced by neomorphic calcite. The original microstructural framework is still recognizable; (d) during tectonic uplift meteoric fluids dissolve both sparry calcite and skeletal tissues. Skeletal remains suffered further diagenetic transformations, as the precipitation of meteoric cements and the obliteration of the original microstructure; in some areas vadose cements precipitate.

(19)

illustra i principali eventi diagenetici che presumibilmente hanno caratterizzato la storia dei coralliti. Subito dopo la morte dei coralli, la microstruttura aragonitica primaria rimane inalterata e si formano sui bordi dei setti, dei cementi isopaci marini primari. A seguito del seppellimento profondo le cavità intrasettali sono riempite da cemento tardivo di calcite spatica mentre l’aragonite si trasforma in calcite con un processo di neomorfismo aggradante. Forse a causa del sollevamento tettonico, la biocostruzione viene esposta ai fluidi meteorici acidi che dissolvono la calcite spatica e parzialmente anche gli sclerotessuti. Infine resti scheletrici subiscono un’ulteriore fase diagenetica con la deposizione di cementi meteorici. È probabile, per quanto riguarda le biocostruzioni di Palmi, che i coralli abbiano subito eventi diagenetici analoghi. Tuttavia una diagenesi per-

vasiva e forse tardiva, ricristallizza colonie e cementi in dolomite stechiometrica.

RINGRAZIAMENTI - Questa ricerca ha beneficiato dei pre- ziosi suggerimenti del Prof. Claudio Neri, recentemente scom- parso. Sentiamo il dovere di ricordare le sue grandi qualità umane e scientifiche. Egli ha lasciato un grande vuoto nel nostro gruppo di lavoro e in generale nell’ambiente scientifico nazio- nale ed internazionale. Si ringrazia il prof. Filippo Barattolo per i consigli e per la revisione critica del manoscritto.

Contributo al progetto MIUR PRIN 2004045107 (L’influsso di fluttuazioni paleoclimatiche sulle comunità di biocostruttori, la produttività carbonatica e la dinamica deposizionale di piattaforme meso-cenozoiche italiane). Bosellini A., coordina- tore.

RIFERIMENTI BIBLIOGRAFICI

Aharon P., Goldstein, S.L., Wheeler, C.W. & Jacobson, G.

(1993) - Sea level events in the South Pacific linked with the Messinian salinity crisis. Geology, 21, 771-775.

Alvarez G., Busquets P., Permanyer A. & Vilaplana M. (1977) - Growth dynamic and stratigraphy of Sant Pau d’Ordal Miocene patch-reef (Prov. Barcelona, Catalonia). Second International Symposium on Coral Fossil Coral Reefs, Paris, 1975. Bureau de Recherches Géologiques et Minièrs, Memoires, 89, 367-377.

Armstrong A.K., Snavely P.D. & Addicott W.O. (1977) - Porosity in Late Miocene reefs, sourthern Spain. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 61, 761- 762.

Bosellini A. & Parente M. (1994) - The Apulia Platform mar- gin in the Salento Peninsula (southern Italy). Geol., 56, 167-177.

Bosellini F.R., Russo A. & Vescogni A. (2001) - Messinian reef-building assemblages of Salento Penisula (southern Italy): paleobathymetric and paleoclimatic significance.

Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 175, 7-26.

Bosellini F.R., Russo A. & Vescogni A. (2002) - The Messinian Reef Complex of the Salento Penisula (Sourthern Italy):

Stratigraphy, Facies and Paleoenvironmental Interpretation.

Facies, 47, 91-112.

Brachert T.C., Reuter M., Felis T., Kroeger K.F., Lohmann G., Micheels A. & Fassoulas C. (2006) - Porites corals from Crete (Greece) open a window into Late Miocene (10 Ma) seasonal and interannual climate variability. Earth and Planetary Science Letters, 245, 81-94.

Buchbinder B. (1975) - Lithogenesis of Miocene reef limesto- nein Israel with particular reference to the significance of the red algae: Jerusalem, Israel. Geological Survey, Report OD/3/75, 173.

Buchbinder B. (1979) - Facies and environments of Miocene reef limestone in Israel. Journal of Sedimentary Petrology, 49, 1323-1344.

Carlson W. (1990) - The polymorphs of CaCO₃and the aragonite-calcite transformation. In: Carbonates: mineralogy and chemistry. Mineralogical society of America, 11, 191-225.

Cassa per il Mezzogiorno (1971) - Carta Geologica della

Calabria alla scala 1:25.000. Cassa per il Mezzogiorno, Poligrafia & Carte Valori, Ercolano (NA).

Catalano R. (1979) - Scogliere ed evaporiti messiniane in Sicilia. Modelli generici ed implicazioni strutturali. Lavoro Istituto Geologia della Università di Palermo, 18-21.

Chevalier J.P. (1961) - Recherches sur les madréporaires et les formations récifales Miocènes de la Méditerranée occidentale. Thèses, Société Géologique de France.

Cuif J.P. & Sorauf J.E. (2001) - Biomineralization and diage- nesis in the Scleractinia: part I, biomineralization. Bull.

Tohoku Univ. Museum, 1, 144-151.

Dabrio C.J. (1974) - Los niveles arrecifales del Néogeno de Purchena (SE Cordilleras Béticas). Cuadernos de Geologia, 5, 78-88.

Dabrio C.J. (1975) - La sedimentacion arrecifal Neogena en la region del vio Almanzora. Estudios Geologicos, 41, 285- 296.

Dunham R.J. (1970) - Stratigraphyc reefs versus ecologic reefs. AAPG Bull., 54, 1931-1932.

Esteban M. (1979) - Significance of the Upper Miocene coral reefs in the Western Mediterranean (abs.). Palaeogeo- graphy, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 29, 169-188.

Esteban M. (1980) - Tertiary reefs of western Mediterranean with emphasis on Miocene reefs. Houston American Association of Petroleum Geologists fall Education Conference, 1-23.

Esteban M. (1996) - An overview of Miocene reef from Mediterranean areas:general trends and facies models.

SEPM Concepts in Sedimentology and Paleontology, Tulsa U.S.A., 5, 3-53.

Esteban M. & Permanyer A. (1977) - El Mioceno del Penedédes: Los arrecifes, In: Salas R. (ed.), Ist. Seminario Pràctico de Asociaciones Arrecifales Evaporìticas.

Barcelona-Alacant, Universitat de Barcelona, 2.1-2.32.

Esteban M., Calvet F., Dabrio C.J., Baron A., Giner J., Pomar L. & Salas R. (1977) - Messinian (Uppermost Miocene) reefs in Spain: morphology, composition and deposition environments (sbs.). Miami, 3^rdInternational Coral Reefs Symposium Abstracts, 172-173.

Friedman G.M. (1968) - Geology and geochemistry of reefs,

(20)

carbonate sediments, and waters, Gulf of Aqaba. (Elat), Red Sea. J. Sed. Petrol, 38/3, 895-912.

Gautret P., Cuif J.P. & Stolarski J. (2000) - Organic compo- nents of the skeleton of scleractinian corals - evidence from in situ acridine orange staining. Acta Paleontol. Pol., 45 (2), 107-118.

Grasso M. & Pedley M. (1989) - Paleoenviromental of the Upper Miocene coral build-ups along the northern margins of the Caltanissetta Basin (Central Sicily). Atti del 3°

Simposio di Ecologia e Paleoecologia delle Comunità Bentoniche. Taormina, Ottobre 1985, 373-389.

Grasso M., Pedley M., Di Stefano R. & Comarci C. (1996) - Upper Miocene reef in southern Calabria: new records from the Palmi and Vibo Valentia areas and their paleogeo- graphic and neotectonic importance. Boll. Soc. Geol. It., 115, 29-38.

Hodell D.A. & Kennett J.P. (1986) - Late Miocene-Early Pliocene stratigraphy and paleoceanography of the south Atlantic and southwest Pacific Oceans: a synthesis.

Paleoceanography, 1, 285-311.

Hodell D.A., Curtis J.H., Sierro F.J. & Raymo M.E. (2001) - Correlation of Late Miocene to Early Pliocene sequences between the Mediterranean and North Atlantic.

Larsen H.C., Saunders A.D., Clift P.D., Beget, J., Wei W. &

Spezzaferri S. (1994) - Seven millions years of glaciation in Greenland. Science 264, 952-955.

Moissette P. (1997) - Bryozoans found in Messinian units from offshore borings in the gulf of Gabes (Tunisia). Revue de Micropaléontologie, 4 (2), 181-203.

Moissette P. (2000) - Changes in bryozoan assemblages and bathymetric variations. Examples from the Messinian of northwest Algeria. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 155, 305–326.

Montenat C. (1975) - Le néogene des Cordilléres Bétiques:

essai de synthése stratigraphique et paleogéographique.

París, Centre National de Recherche, Science Publications, B.E.I.C.I.P., 187.

Neri C., Gramigna P., Guido A., Perri E., Rao A. & Romano C., (2005b) - Depositional and diagenetic history of the Upper Miocene (Tortonian) fossil-bearing deposits in the M.te Poro area (Central Calabria). Epitome. Atti del convegno

“Geoitalia 2005”, Spoleto, 21-23 Settembre 2005, 77.

Nicotera P. (1959) - Rilevamento geologico del versante setten- trionale del Monte Poro (Calabria). Memorie e note del- l’Istituto di Geologia Applicata, 7, 1-92.

Pagnier H. (1977) - Excursion to messinian reef deposits in the northern part of Sorbas Basin: an introduction. Field Trip Guidebook, Messinian Seminar 3, International Geological

Correlation Program 96, University of Malaga, 44-53.

Pedley H.M. (1976) - A paleoecological study of the Upper Coralline Limestone, Terebratula aphelesia Bed (Miocene, Malta), based on bryozoan growth form studies and bra- chiopod distributions. Palaeogeography, Palaeoclima- tology, Palaeoecology, 20, 209-234.

Pedley H.M. (1979) - Miocene bioherms and associated structures in the Upper Coralline limestone of the Maltese Island:

their litification and paleoenvirinment. Sedimentology, 26, 577-591.

Pedley H.M. & Grasso M. (1994) - Upper Miocene peri- Tyrrhenian Reefs in the Calabrian Arc: Sedimentological, tectonic and palaeogeographic implications. Géologie Méditerranéenne, 21 (1-2), 123-136.

Permanyer A. & Esteban M. (1973) - El arrecife mioceno de Sant Pau d’ordal (provincia de Barcelona). Barcelona, Istitut d’Investigacions Geologiques, 28, 45-72.

Rosen B.R. (1999) - Paleoclimatic implications of the energy hypothesis from Neogene corals of the Mediterranean region. In: J. Agusti, L. Rook and P. Andrews, Editors, The evolution of Neogene terrestrial ecosystems in Europe, Cambridge University Press, Cambridge, U.K., 309-327.

Rouchy J.M. (1979) - La sedimentation evaporitique sur les marges messiniennes. Athens, 7^th International Congress on Mediterranean Neogene Annales de Géologie de Pays Helleniques, 3, 1051-1060.

Rouchy J.M. & Caruso A. (2006) - The Messinian salinity crisis in the Mediterranean basin: A reassessment of the data and an integrated scenario. Sedimentary Geology, 188-189, 35-67.

Stolarski J. & Mazur M. (2005) - Nanostructure of biogenic versus abiogenic calcium carbonate crystals. Acta Palaeontol. Pol., 50, 847-865.

Stolarski J., Przenioslo R., Mazur M. & Brunelli M. (2007) - High-resolution syncrotron radiation studies on natural and thermally annealed scleractinian coral biominerals.

Journal of Applied Crystallography, 40, 2-9.

Vidal L., Bickert T., Wefer G. & Rohl U. (2002) - Late Miocene stable isotope stratigraphy of SE Atlantic ODP Site 1085: relation to Messinian events. Marine Geology, 180, 71-85.

Zhang J. & Scott D.B. (1996) - Messinian deep-water turbidi- tes and glacioeustatic sea-level changes in the North Atlantic: linkage to the Mediterranean salinity crisis.

Accettato per la stampa: Ottobre 2007 ROMANO et al.

Le biofacies e la storia diagenetica delle biocostruzioni del Miocene superiore, affioranti lungo le coste tirreniche dell'Italia meridionale