C A P I T O L O 2
LA GEOLOGIA DELL’ARCIPELAGO MALTESE
2.1.INQUADRAMENTO TETTONICO
Nell'ambito dell'Arcipelago Maltese la tettonica assume una grande importanza, sebbene questo sembri un paradosso: infatti, la maggior parte degli strati sono suborizzontali o lievemente inclinati, ma questo si spiega col fatto che i movimenti che hanno interessato l'area sono stati di tipo estensionale (rifting) o strike-slip; predominano le faglie normali, mentre i piegamenti sono praticamente insignificanti, con l'eccezione delle drag folds in associazione alle faglie maggiori; è presente, inoltre, un'immersione regionale verso NE.
L'arcipelago è situato nella parte centrale del cosiddetto “Pelagian block”, il dominio compreso tra la porzione indeformata del continente africano e la catena siculo-maghrebide (Cello et alii, 1984), caratterizzato da una crosta di tipo continentale su cui poggiano sedimenti carbonatici del Mesozoico e del Cenozoico che si estendono dalla penisola ragusana fino alle coste africane della Tripolitania e della Tunisia. Proprio in questa parte centrale, si sono create una serie di depressioni tettoniche profonde ad andamento NW-SE interessate da strutture trasversali (Fosse di Pantelleria, Linosa e Malta) e associate, nelle parti più occidentali, a fenomeni vulcanici. (Cello et alii, 1984).
L'assetto strutturale delle isole è governato da un insieme di faglie coniugate (fig. 1), con marcata componente normale, all'interno del quale si possono riconoscere i due sistemi principali che si sviluppano preferenzialmente con orientazione ENE-WSW (direzione N 50°-70°) e NW-SE (N 120°-140°).
Gli elementi morfologici e strutturali riferibili al primo di questi due sistemi si sono
ben sviluppati nell'area compresa tra le zone più settentrionali dell'isola di Malta e quelle
meridionali di Gozo: la depressione tettonica che si è di conseguenza creata è costituita da una
serie di horst e graben, originatisi anche da numerose faglie minori subparallele agli
allineamenti principali, che complicano la struttura generale (Cello et alii, 1984).
Figura 1– Schema geologico di Malta e Gozo (da Felix, 1973, modificato)
Le faglie appartenenti a questo sistema sono tagliate da altre, di conseguenza più recenti, ma meno rappresentate: il campo di stress è variato, però, dando origine a strutture orientate in senso NW-SE (N 120°-140°) e ad una parziale riattivazione di quelle più vecchie.
I sedimenti coinvolti nelle dislocazioni includono, oltre alla successione oligo-miocenica, anche i depositi di spiaggia quaternari (Illies, 1981).
Secondo Illies (1981), i due sistemi principali sono due processi di rifting di diversa età e diverso trend e l'assetto attuale delle Isole Maltesi è da attribuirsi ad essi e alla loro interferenza. L'estensione crostale dovuta al primo è cominciata all'inizio del Miocene e le relative faglie coinvolgono l'intera successione oligo-miocenica, mentre non ci sono evidenze di dislocazione di sedimenti post-terziari. Il rifting si sarebbe quindi evoluto dopo la deposizione dell'Upper Coralline Limestone e, dal momento che sedimenti quaternari sono posti in modo non conforme sopra le scarpate di faglia, si è esaurito all'inizio del Pleistocene o forse anche durante il Pliocene. Il secondo processo si origina principalmente durante il tardo Miocene-inizio Pliocene e in parte continua fino ad adesso, in quanto le strutture, che tagliano le precedenti, sono ancora attive e sono associate al rift di Pantelleria. L'interferenza dei due processi causa sostanzialmente una rotazione del regime di stress risalente a circa 10 milioni di anni fa.
Secondo Cello et alii (1984) gli elementi tettonici appartenenti al primo stadio, ad andamento ENE-WSW, si possono spiegare meglio come conseguenza di fenomeni di distensione associati a trascorrenza: le dimensioni della zona interessata, una fascia larga meno di 10 km, sarebbero troppo piccole per testimoniare un rifting vero e proprio e inoltre anche i rigetti delle faglie, non superiori ai 200 m, risulterebbero troppo modesti.
Analogamente, per quanto riguarda la seconda fase, le strutture, che hanno un andamento NW-SE, potrebbero essersi generate da processi distensivi legati anch'essi a strutture trascorrenti destre attive a scala regionale.
2.2. STRATIGRAFIA
I terreni affioranti nelle Isole Maltesi sono rappresentati da una successione
sedimentaria prevalentemente carbonatica di età compresa tra l'Oligocene superiore ed il
Messiniano inferiore e subordinatamente da depositi quaternari continentali (fig. 2 e 3).
Figura 2 – I terreni affioranti nelle Isole Maltesi
Figura 3 – La successione maltese (non in scala).
La forma delle isole è fortemente influenzata dai differenti tipi di litologie di cui sono
costituite; esse hanno guidato anche i processi di erosione superficiale, che si manifesta
attraverso diverse forme. Sono state individuate e costituite cinque maggiori unità
litostratigrafiche (Spratt, 1843; Murray, 1890), classificate successivamente da Felix (1973)
come formazioni, secondo la nomenclatura stratigrafica moderna; esse sono, dal basso verso
l'alto:
−
Lower Coralline Limestone (LCL): calcari massicci, talora algali a granulometria grossolana contenenti abbondanti resti di gasteropodi, pettinidi, echinoidi e macroforaminiferi; spessore massimo 140m;
−
Globigerina Limestone (GL): calcari e calcari marnosi a grana fine di colore giallastro, a cui si intercalano orizzonti lenticolari di noduli fosforitici; spessore 20-200m circa;
rappresenta la formazione più estesa dell'arcipelago;
−
Blue Clay (BC): alternanza di marne grigio-chiare e grigio-scure ed argille grigio-verdi caratterizzate da abbondanti concrezioni limonitiche; spessore 10-70m circa;
−
Greensand (GS): arenarie glauconitiche a granulometria grossolana con intercalazioni calcarenitiche; spessore 10m;
−
Upper Coralline Limestone (UCL):calcari algali massicci, calcari stromatolitici e bioclastici, calcari oolitici talora caratterizzati da stratificazione incrociata; spessore circa 100m.
Alcune di esse sono ulteriormente suddivisibili in membri, a causa di discontinuità riconoscibili al loro interno, come ad esempio, nel caso del Globigerina Limestone e i suoi livelli di conglomerato fosforitico (tab. 1).
I depositi quaternari continentali sono solo superficiali e consistono in pochi sedimenti localizzati come riempimenti di fessure, depositi di fan fluviali e lacustri, paleosuoli, calcretes e depositi di spiaggia (tipo caliche), tutti comunque di origine terrestre, prodotti da deterioramento, erosione e trasporto subaerei operativi durante le ultime migliaia di anni del Pleistocene; alcuni di essi rivestono una particolare importanza dal punto di vista paleontologico, in quanto contengono accumuli di fossili di vertebrati pleistocenici adesso estinti (Zammit-Maempel, 1977; Alexander, 1988).
Malgrado la presenza di faglie estensionali, le unità hanno più o meno mantenuto
l'originaria giacitura orizzontale: la successione è dunque un semplice “layer-cake” di UCL e
LCL, con alternanze di strati più soffici (GL e BC). Questo contrasto di competenza delle
litologie si riflette sulle caratteristiche della topografia e della vegetazione che generano: il
Lower Coralline Limestone produce le spettacolari scogliere, alcune fino a 140m di altezza,
che contornano l'isola, in particolar modo a ovest, mentre nell'entroterra forma dei plateau
desolati; il successivo Globigerina Limestone, crea un esteso paesaggio ondulato, che viene
coltivato modellandolo attraverso terrazzamenti; la Blue Clay rappresenta il substrato più fertile dell'arcipelago, specialmente laddove affiorano sorgenti provenienti dal sovrastante UCL, e tende a formare pendii con un'inclinazione di 45°; la Greensand, è ovunque estremamente soffice e friabile e quindi facilmente erosa; l'Upper Coralline Limestone forma massicce scogliere e distese calcaree a topografia carsica, un po' come LCL.
Dal punto di vista stratigrafico, queste unità, composte principalmente di calcari, rappresentano una successione di sedimenti deposti all'interno di diversi ambienti marini, da poco a relativamente profondi. Partendo dalla base, la deposizione di LCL è avvenuta in condizioni di acqua relativamente poco profonda su una piattaforma che si estendeva da Malta alla Sicilia, conosciuta come “Ragusa platform” (Pedley et alii, 1976); in seguito, la profondità cresce fino a qualche centinaio di metri nel Miocene medio, durante la deposizione di GL e BC (anche se nel corso degli anni si sono evidenziate posizioni contrastanti da parte dei vari autori, come vedremo in seguito); condizioni di acque molto superficiali si ristabiliscono nel Miocene superiore, con la deposizione di GS e UCL, che presenta una facies simile a LCL. La deposizione pre-oligocenica è stata analizzata attraverso le perforazioni con le quali sono stati raggiunte rocce carbonatiche di acque basse che diventano altamente cavernose sotto LCL e queste caratteristiche persistono scendendo fino al Cretaceo (Pedley, 1987).
In molti aspetti la sequenza ricorda quella calcarea affiorante in Africa Settentrionale e
nell'area di Ragusa in Sicilia: si può pensare, infatti, che Malta facesse parte di una
piattaforma carbonatica medio-terziaria che si estendeva dalla Sicilia Meridionale fino al
Nordafrica, con l'arcipelago in questione situato verso il margine della placca africana (Pedley
et alii, 1978).
Livelli Membro Formazione San Leonardo
Qammieh Tat Tomna
Gebel Imbark
Ghar Lapsi Ghadira
Depiru Rabat Plateau
Tal Pitkal
Rdum il-Hmar Gebel Mtarfa Coral. Alg. Biostr.
Mtarfa
Ghajn Znuber Żebbug
Ghajn Melel
Upper Coralline Limestone
Il Gelmus Greensand Blue Clay Dahlet Qorrot
Mgiebah Qala Xwieni Conglom.
Upper Globigerina
Ras ir-Raheb Qolla I-Bajda Con.
Middle Globigerina Reqqa
Gnejna Mgarr ix-Xini
Lower Globigerina
Globigerina
Limestone
Il Mara Xlendi Mosta
Wied Incita Wied Babu
Attard
Maghlak
Lower Coralline Limestone
Tabella 1 – Suddivisioni litostratigrafiche della successione maltese (Challis, 1980, modificata)
2.3. LOWER CORALLINE LIMESTONE
Questa formazione è costituita da una spessa serie di calcari algali e detritici i cui sono presenti diversi tipi di litologie. Gli affioramenti a Malta sono limitati alle aree costiere delle zone centrali e orientali, mentre a Sud si hanno scogliere difficilmente accessibili, a parte qualche wied che scende verso il mare. A Gozo si può osservare bene soprattutto lungo la costa orientale, anche se sono presenti alcuni affioramenti nelle altre parti dell'isola nei quali si hanno buone esposizioni, come a Mgarr ix-Xini e Xlendi a Sud, Dwejra Point a Ovest e Reqqa Point a Nord. L'alterazione di queste litologie genera una topografia carsica ben sviluppata, con sviluppo in zone costiere di una patina scura sulla superficie delle rocce che impedisce di osservare i fossili e le strutture sedimentarie e solo talvolta può evidenziarli.
Il Lower Globigerina Limestone è stato suddiviso in quattro membri (Pedley, 1978a), sebbene Bennett (1980) abbia suddiviso ulteriormente uno di essi, Attard, in tre livelli.
Maghlak costituisce la parte più bassa esposta della successione maltese; la base non è visibile, ma lo spessore è di almeno 21 metri. E' una biomicrite a foraminiferi bentonici, principalmente miliolidi, che comprende principalmente mudstones calcarei, il cui contenuto fossilifero è dato da ostracodi, bivalvi e gasteropodi, con alghe verdi e fecal pellets neomorfici, ma anche subordinatamente wackestones con frammenti di echinoidi e briozoi come componente bioclastica. Gli strati passano transizionalmente verso il membro sovrastante.
Attard inizia con la comparsa delle alghe coralline, anche se non è chiaro quale sia l'orizzonte preciso in cui questo avvenga (Challis, 1980). Lo spessore totale arriva fino ai 29 metri ed è costituito da biospariti rodolitiche con foraminiferi bentonici ed echinoidi, in cui i molluschi aumentano procedendo verso ovest e nelle quali sono stati riconosciuti tre livelli:
Wied Babu, un wackestone bioclastico nel quale i fossili di alghe coralline, foraminiferi
bentonici, bivalvi, echinoidi e gasteropodi mostrano tracce di perforazione da parte di bivalvi,
spugne, anellidi e alghe filamentose; una estensione laterale di questo livello è data da Mosta,
che comprende wackestones bioclastici con coralli hermatipici che non arrivano, però, a
formare delle vere e proprie scogliere, insieme a rodoliti, gasteropodi, bivalvi, foraminiferi
incrostanti e serpulidi, ma generalmente mancano gli echinoidi; l'ultimo livello, Wied Incita, è
un sedimento dominato dal fango calcareo, ricco dei tubi calcitici del teredine Kuphus cf.
polythalamnia (Linneo) che, pur essendo spesso frammentati, sono in genere in posizione verticale.
Il membro Xlendi comprende una sequenza dello spessore massimo di 26 metri, che inizia immediatamente sopra il più alto orizzonte rodolitico appartenente ad Attard ed è costituita da biospariti e biosparruditi a livelli massivi e di color marrone e grigio chiaro.
Questi packstone e grainstone presentano una stratificazione incrociata, talvolta a festone, che è intervallata da livelli a stratificazione orizzontale, e contengono clasti ben arrotondati e ben classati di foraminiferi, alghe ed echinoidi. Essendo una facies altamente mobile (Challis, 1980), non è strana l'assenza di una fauna autoctona, tuttavia si possono trovare localmente echinoidi come Echinolampas posterolata ed esemplari di Scutella occasionalmente interi. La successone termina con un livello a ostriche nelle zone nordoccidentali dell'arcipelago o con un hardground in quelle sudorientali (Challis, 1980).
Il membro Il Mara raggiunge spessori di 7 metri ed è formato da wackestones a foraminiferi bentonici a livelli sottili; queste biospariti e biomicriti contengono abbondanti Lepidocyclina, che possono arrivare fino ai 10 centimetri di diametro, associate a frammenti del briozoo Sertella (Pedley, 1978a), a spine e placche di cidaridi, principalmente Prionocidaris avenionensis, e raramente a Scutella e spatangoidi frammentati. Un hardground è presente al top di questi livelli.
2.4. GLOBIGERINA LIMESTONE
Questa formazione è la più estesamente esposta dell'Arcipelago Maltese e mostra una sequenza notevolmente uniforme di biomicriti e marne con foraminiferi planctonici e pteropodi al di sopra del Lower Coralline Limestone. Le migliori esposizioni vengono offerte dalle cave e dalle scogliere, dal momento che si altera rapidamente formando un suolo tipo
“chalky”. L'alterazione, tuttavia, è evidente anche nelle scogliere e, laddove siano presenti
orizzonti bioturbati, si crea un aspetto a nido d'ape. A Malta, affiora nella parte orientale
dell'isola e raggiunge uno spessore particolarmente sviluppato nel bacino de La Valletta,
mentre a Gozo i siti più facilmente accessibili sono localizzati nelle zone meridionali,
occidentali e nordoccidentali.
Il Globigerina Limestone è nel complesso un calcare fine di colore giallastro nel quale sono presenti diversi livelli fosforitici, due dei quali utilizzati per dividere in tre membri la formazione (Lower, Middle e Upper Globigerina Limestone). Il record fossile appare piuttosto uniforme dal punto di vista ambientale, anche se la storia sedimentaria è complicata dalla presenza di hiatus con hardgrounds e orizzonti fosforitici; l'unica variazione laterale di facies è data dallo sviluppo di un maggior contenuto in argilla nella parte occidentale di Gozo e la riduzione di spessore e di numero dei livelli conglomeratici negli affioramenti orientali (Pedley, 1987). Ci sono comunque forti variazioni di spessore che si manifestano anche in maniera differenziale all'interno dei vari membri in cui è stata suddivisa. Secondo Felix (1973) la sequenza non è il risultato di una sedimentazione continua e tranquilla; la presenza di Globigerine e selce indicherebbe acque profonde, tuttavia gli hardground e i livelli fosforitici sono compatibili con ambienti di scarsa profondità. La sedimentazione non era dunque continua, ma si pensa che, durante i periodi di stasi, la superficie di sedimentazione venisse attaccata da organismi e agenti chimici che provocavano la formazione degli hardground, i quali, continuando a subire tali processi di attacco, venivano disgregati dando luogo a noduli e ciottoli fosfatizzati. Secondo Felix (1973), dunque, il GL è espressione di una deposizione a profondità comprese tra 40 e 100 m, su piattaforme continentali con episodi intermittenti meno profondi di non deposizione e formazione di hardground. Menesini (1974) analizza l'ittiofauna presente all'interno dei “livelli a noduli fosfatici”, i quali sono parte del GL, e le attribuisce una profondità superiore ai 200 metri. Rose (1974b) all'interno di questi sedimenti segnala tra gli echinoidi la dominanza degli spatangoidi, forme generalmente legate ai depositi a granulometria fine di profondità relativamente alta. Studi successivi (Russo &
Bossio, 1976) basati, invece, sugli ostracodi, hanno posto in evidenza che le varie
associazioni faunistiche analizzate sono indicative di una deposizione in zona epibatiale, al di
sotto della zona fotica per l'assenza totale di coralli ermatipici e alghe coralline. Tuttavia,
secondo Pedley (1978a), la presenza degli orizzonti fosforitici, malgrado i sedimenti
indichino apparentemente una sedimentazione in mare profondo, insieme ad una macrofauna
caratterizzata da invertebrati caratteristici di acque superficiali, indica una profondità
relativamente bassa. Drooger (1985), al contrario, afferma che il GL si è depositato in fondali
tranquilli e aperti, a distanza notevole dalla piattaforma alimentatrice (piattaforma di Ragusa).
Studi recenti mediante l'analisi degli ostracodi (Bonaduce & Barra, 2002) e dei foraminiferi bentonici (Bellanca et alii, 2002) hanno confermato una paleobatimetria intorno ai 500-600 metri.
Tra questa formazione e quella sottostante, il Lower Coralline Limestone, è presente un hardground, seguito da un wackestone giallo ricco in Scutella subrotunda (Leske), denominato “Scutella bed” da diversi autori, che passa in maniera transizionale al Lower Globigerina Limestone. Challis (1980) scrive che Wigglesworth (1964) aveva elevato lo
“Scutella bed” al rango di formazione, ma Felix (1973) e Bennett (1980) lo collocano all'interno del LGL ritenendo che la base della formazione dovrebbe corrispondere ad un hardground e quindi ad uno hiatus stratigrafico.
Il membro più vecchio, Lower Globigerina Limestone, è una biomicrite a strati massivi a Globigerina, color giallo chiaro, il cui spessore è estremamente variabile: passa da un massimo di 32 metri nel bacino de La Valletta alla sua totale assenza a sud di Ras ir-Raheb (Challis, 1980). In genere è altamente fossilifero, con faune localmente abbondanti che comprendono pteropodi quali Cavolina, bivalvi come Chlamys e Flabellipecten ed echinoidi tra cui i più frequenti sono Eupatagus e Schizaster. Vi si riconoscono tre livelli: Mgarr ix- Xini, che racchiude la sedimentazione post-hardground e corrisponde allo “Scutella bed”, è uno wackestone con bioclasti in una matrice a foraminiferi planctonici, il quale contiene una abbondante fauna ad echinoidi dominata dalla specie Scutella subrotunda (Leske) e con Clypeaster latirostris e Eupatagus dekonincki, ma anche briozoi, pettinidi e piccoli brachiopodi (Challis, 1980); Gnejna è sviluppato solo nella parte occidentale dell'isola di Malta ed è costituito da un wackestone ricco in bivalvi, nel quale si trovano anche echinoidi come Psammechinus tortonicus e numerosi Ditremaster scillae; Reqqa costituisce la porzione principale del LGL esposto, un wackestone giallo a foraminiferi planctonici, nel quale i macrofossili dominanti sono i pettinidi con esemplari di Pinna articolati in posizione di crescita e, localmente abbondanti, echinoidi come Schizaster parkinsoni, a volte associato a Ditremaster scillae. La deposizione di questo membro termina con un hardground.
Il Middle Globigerina Limestone, come il precedente, varia considerevolmente in
spessore, da un massimo di 34 metri presso Ras ir-Raheb fino a scomparire del tutto nella
parte sudorientale di Gozo. Challis (1980) suddivide questo membro in due livelli, sebbene all'interno del secondo vi riconosca due differenti litologie, anche se appartenenti alla stessa facies. Il primo, Qolla I-Bajda Conglomerate, è un conglomerato fosforitico ubiquitario, chiamato in letteratura “I Livello Fosforitico”, “Lower Main Phosphorite Conglomerate Bed”
oppure “C1”, che divide LGL da MGL e che giace appena sopra l'hardground; è il più sviluppato tra gli orizzonti fosforitici presenti nella successione delle Isole Maltesi e gli spessori maggiori vengono raggiunti a Malta e nella parte orientale Gozo; la matrice di cui è composto è essenzialmente identica a quella del LGL, ma i litoclasti, simili alla matrice che li circonda, hanno subito un processo di fosfatizzatione, come anche parte della fauna, e sono presenti intraclasti di fosforite in situ e alloctoni. Tra i fossili sono presenti coralli solitari (Flabellum e Balanophyllia), gasteropodi (Conus e Leptoconus), bivalvi (Arca e Chlamys), denti di squalo ed echinoidi, dominati da Ditremaster scillae e Schizaster parkinsoni; i depositi contengono anche glauconite e si pensa che questa si sia sviluppata quando i clasti erano ancora liberi dalla matrice e in seguito si è avuta la precipitazione di fosforite (Pedley &
Bennett, 1985). Il secondo livello, chiamato Ras ir-Raheb, come già detto è costituito da due differenti tipi di sedimento: per la maggior parte si tratta di un mudstone a coccoliti, da bianco a grigio pallido, contenente noduli di selce, spicole di spugna e foraminiferi silicizzati, con macrofossili estremamente rari e bioturbazione non ben evidente (Challis, 1980); tuttavia, nella zona occidentale di Gozo la successione continua con un livello giallo, un wackestone a globigerine con abbondanti bioclasti, spine di echinoidi e bioturbazione molto ben visibile.
Tale wackestone nella parte orientale dell'isola giace direttamente sopra Qolla I-Bajda Conglomerate e presenta numerosi resti di pettinidi e echinoidi, quali Schizaster eurynotus e Spatangus pustulosus.
L'ultimo membro, Upper Globigerina Limestone, ha uno spessore variabile da 9 a 18 metri ed è stato suddiviso in quattro livelli (Challis, 1980). Il primo, Xwieni Conglomerate, è un conglomerato fosforitico ubiquitario, chiamato in letteratura “III Livello Fosforitico”,
“Upper Main Phosphorite Conglomerate Bed” oppure “C2”, che divide MGL da UGL;
sebbene il precedente, Qolla I-Bajda Conglomerate, sia più sviluppato, ha una distribuzione
simile ad esso, anche se i ciottoli sono più piccoli, appare più distale, ed è costituito da un
numero variabile di orizzonti di ciottoli fosfatizzati che arrivano fino a cinque nella zona
nordorientale di Gozo, immersi in una matrice di wackestone a globigerine. Tra i fossili, sono presenti pteropodi fosfatizzati (Vaginella), coralli (Stephanophyllia e Coenocyathus), pettinidi (Chlamys), ma gli elementi dominanti sono gli echinoidi non fosfatizzati, la cui distribuzione mostra una certa variazione laterale a Gozo (Challis, 1980): nella località tipo, Xwieni Bay, a Nord, la fauna è dominata dagli spatangoidi e vi si trovano Echinocyamus stellatus, Pericosmus latus, Schizaster eurynotus, Spatangus pustulosus e Lovenia duncani insieme a Brissopsis crescentica e Ditremaster scillae, mentre nella parte orientale dell'isola tale dominio cessa e si hanno abbondanti Echinocyamus stellatus con piccoli Psammechinus tortonicus. Questo livello ha un assetto deposizionale simile a quello di Qolla I-Bajda Conglomerate, con la differenza che non si trova quasi mai sopra l'hardground; il contatto col sottostante MGL non è planare e il top mostra una rapida sequenza a gradazione normale verso l'UGL in pochi centimetri di spessore (Carbone et alii, 1987). Il resto dell'Upper Globigerina Limestone è una biomicrite gialla (wackestone a foraminiferi planctonici) interrotto al centro da un livello più marnoso (mudstone a coccoliti che ricorda Ras ir-Raheb), chiamato Mgiebah, che, separa il livello Qala dal sovrastante Dahlet Qorrot; la macrofauna è abbastanza rara e include Schizaster eurynotus, il gasteropode Epitonium e lo pteropode Vaginella negli orizzonti più alti (Pedley et alii, 1978).
2.5. BLUE CLAY
Questa formazione affiora con massimi spessori nella parte settentrionale di Gozo e lungo la costa occidentale di Malta, mentre è assente nella parte orientale di quest'ultima isola, fatto che potrebbe suggerire la sua rimozione prima della sedimentazione di UCL, oppure che si trattasse di un'area di non-deposizione. Come il Globigerina Limestone, si assottiglia nella regione dello stretto di Comino; a Gozo, invece, è ampiamente distribuita e, dal momento che fornisce un substrato più fertile, consente alla vegetazione di essere intensamente diffusa sull'isola. Tuttavia, attualmente questi depositi soffici vengono velocemente erosi e durante la stagione delle piogge si hanno frequenti fenomeni franosi.
L'alterazione dei depositi provoca la formazione di una superficie scura a causa
dell'ossidazione dei minerali contenenti ferro, in particolare la pirite, che doveva essere un
importante costituente originario di questi sedimenti.
Il contatto con la formazione sottostante, Globigerina Limestone, è di tipo transizionale e si differenzia da quest'ultima per il contenuto in materiale terrigeno: la base della Blue Clay è stata fissata laddove la percentuale in CaCO
3scende sotto il 30% (Challis, 1980). Il passaggio alla Greensand, o all'Upper Coralline Limestone dove queste sono assenti, può essere sia di tipo transizionale (Felix, 1973), sia netto (Challis, 1980). La Blue Clay non è mai state formalmente suddivisa in membri ed è formata da una sequenza di marne grigio chiare e grigio scure alternate: queste variazioni di colore sono dovute a variazioni ritmiche del contenuto argilloso e le bande più chiare hanno un contenuto maggiore in carbonato per la presenza di gusci di foraminiferi in proporzione maggiore; i livelli più marnosi possono contenere anche noduli di selce, in particolare vicino al limite superiore della formazione, ma anche numerosi cristalli trasparenti di gesso selenitico e concrezioni di limonite. Da porre in evidenza il fatto che, a partire da questa formazione fino alle più recenti, la glauconite sostituisce la fosforite quale principale componente litoclastico del sedimento.
I fossili più grandi sono malamente conservati, essendo frammentari oppure piritizzati e successivamente limonitizzati, ma comprendono piccoli gasteropodi, pettinidi, denti di squali e ossa di mammiferi marini, ma anche frequenti Schizaster (Challis, 1980). Al top della formazione, specialmente nella parte settentrionale di Malta e sudorientale di Gozo, i fossili sono più frequenti e anche la litologia cambia: un orizzonte di pellets di glauconite rimaneggiata è sovrastata da marne molto scure, prive di laminazione, con abbondanti concrezioni di goethite e limonite, che contengono una fauna a coralli solitari (Flabellum, Stephanophyllia, Balanophyllia), echinoidi (Schizaster), pteropodi (Vaginella), cefalopodi (Aturia aturi, Sepia), bivalvi (Flabellipecten, Chlamys) e gasteropodi il cui guscio è stato sostituito dalla goethite; i foraminiferi sono abbondanti in tutta la formazione, tra i più comuni ci sono Globigerina e Orbulina (Pedley, House & Waugh, 1978).
I sedimenti della BC sono caratterizzati da una ostracofauna indicante un ambiente di deposizione profondo, sebbene non così accentuato come il GL (Russo & Bossio, 1976).
Secondo Jacobs et alii (1996), i foraminiferi bentonici indicano una profondità di circa 150-
200 metri, mentre secondo Bellanca et alii (2002) intorno ai 500 metri. Le specie di ostracodi
sono le stesse della formazione sottostante, con in più alcune forme caratteristiche di un
fondale melmoso (Russo & Bossio, 1976). Inoltre l'abbondanza e la diversità registrata nelle loro associazioni all'interno di BC sono molto inferiori rispetto a quella in GL, dato indicativo di un decremento di ossigenazione al fondo in questa parte della sequenza maltese, sebbene la bassa percentuale di Globobulimina spp. testimoni che il fondale non era estremamente sotto- ossigenato (Bellanca et alii, 2002). Studi recenti basati su ostracodi (Bonaduce & Barra, 2002), foraminiferi bentonici (Bellanca et alii, 2002) e minerali argillosi (John et alii, 2003) hanno confermato una paleobatimetria intorno ai 500-600 metri e nel complesso condizioni di scarsa ossigenazione al fondo.
2.6. GREENSAND
Questa formazione, scrive Pedley (1978a), in passato è stata considerata come semplice suddivisione all'interno della sottostante Blue Clay (Spratt, 1843); Fuchs (1874), invece, ha tenuto conto della sua importanza e ha separato la Greensand anche dal sovrastante
“Calcare a Heterostegina” o “Livello a Heterostegina”; al contrario Murray (1890) ha incluso quest'ultimo all'interno della Greensand, sebbene Fuchs (1874) avesse chiaramente esposto le loro differenze litologiche. In realtà, il livello caratterizzato dai macroforaminiferi deve essere considerato come base dell'UCL e la Greensand come formazione a sé stante (Pedley, 1978a).
Il nome di questa formazione deriva dalla presenza di glauconite al suo interno, sebbene non vi sia distribuita in maniera uniforme: il colore, dunque, è grigio-verdastro, anche se spesso si presenta anche arancio-marrone per l'alterazione e l'ossidazione della glauconite, con formazione di limonite.
I sedimenti che la compongono la rendono ovunque estremamente soffice e friabile, e
di conseguenza più soggetta all'erosione; inoltre, non è sempre presente tra la Blue Clay e
l'Upper Coralline Limestone. Il suo spessore è dunque generalmente molto ridotto, al di sotto
del metro, per cui spesso viene assimilata nella base dell'UCL, tuttavia nella parte centrale di
Gozo i depositi possono arrivare fino a 11 metri: a Il Gelmus, ad esempio, proposto come
sezione tipo della formazione (Pedley, 1978a). Il membro Il Gelmus comprende un
wackestone di micrite ricristallizzata (Challis, 1980), avente un contenuto in granuli maggiore
del 50% (15% glauconite, 30% glauconite limonitizzata, 2.5% plagioclasi e K-feldspati, 2.5%
fosforite), con occasionali foraminiferi planctonici interi e clasti di echinoidi; è presente una abbondante fauna in-situ, che comprende il macroforaminifero Heterostegina, ma anche bivalvi (Chlamys, Glycymeris, Ostrea), gasteropodi, briozoi, denti di squalo, resti di mammiferi marini, ma è famoso soprattutto per la presenza di echinoidi quali Clypeaster altus e C. marginatus. In questa sezione-tipo si po' osservare il contatto basale con la formazione sottostante della Blue Clay, che risulta apparentemente transizionale, mentre quello superiore è molto netto; altrove i contatti basali appaiono netti e addirittura nelle aree occidentali di Gozo è presente una estesa disconformity, che indica come molto di ciò che era stato deposto (Il Gelmus e parte della Blue Clay) abbia subito erosione e dislocazione prima della sedimentazione del membro Ghajn Melel.
2.7. UPPER CORALLINE LIMESTONE
L' Upper Coralline Limestone si sviluppa in modo piuttosto esteso nell'arcipelago, in particolare nella zona occidentale di Malta, in quella centro-orientale di Gozo e a Comino, isolotto, questo, costituito interamente da essa. Nonostante questo suo grande sviluppo, i livelli che lo compongono sono di limitata estensione con numerose variazioni laterali di facies; la gran parte degli affioramenti è facilmente accessibile, sono state aperte numerose cave e sono state effettuate moltissime perforazioni, perciò si è potuto eseguire uno studio più approfondito delle variazioni interne di sedimentazione. Proprio grazie a queste variazioni laterali di facies è stato possibile effettuare la suddivisione di questa spessa formazione in quattro membri (Pedley 1976, 1978a); le correlazioni tra le varie parti sono state effettuate sulla base di similitudini litologiche e faunistiche, ma soprattutto attraverso il riconoscimento di markers stratigrafici quali la superficie di erosione alla base della formazione, presente a Gozo, e il livello a Terebratula-Aphelesia, presente in maniera più estesa nell'arcipelago. I membri che la costituiscono sono, dal basso verso l'alto: Ghajn Melel, Mtarfa, Tal Pitkal e Gebel Imbark.
Il membro più vecchio, Ghajn Melel, era stato considerato in passato dai vari autori
come facente parte della formazione sottostante (Greensand), in virtù del colore (arancione o
marrone) e della presenza talora di glauconite: tuttavia, esso giace al di sopra della superficie
erosionale che sta alla base dell'UCL, per cui Pedley (1978a) la include in esso. Gli affioramenti sono limitati alla parte occidentale di Malta e a quella centro-settentrionale di Gozo e viene ulteriormente suddiviso in due livelli: Żebbug a Ovest, costituito da biomicriti e biospariti contenenti il macroforaminifero Heterostegina costata in diversi orizzonti e altri bioclasti come briozoi, altri foraminiferi bentonici, echinoidi e bivalvi in frammenti, e Ghajn Znuber a Est, che si distingue dall'altro per il colore più scuro, la granulometria più grossolana (biosparruditi), abbondanti litoclasti e la presenza di frequenti briozoi, come Cellepora, che forma grosse masse sferoidali, di macrofossili anche a guscio spesso tra cui Chlamys (Macrochlamys) e Ostrea fra i bivalvi e Clypeaster altus e C. marginatus tra gli echinoidi.
Il membro sovrastante, Mtarfa, è stato suddiviso in tre livelli (Pedley 1978a). Il Coralline Algal Biostrome (Bosence & Pedley, 1982), in sostituzione del precedente Coralline Algal Bioherm in quanto il termine biostroma è considerato più appropriato a causa della sua forma tabulare e assenza di rilievo, è costituito da alternanze di biomicrite color crema, contenenti pettinidi, frammenti di echinoidi e livelli algali rodolitici ben sviluppati (Lithophyllum) e contiene anche il livello a Terebratula-Aphelesia; il Coralline Algal Biostrome passa lateralmente verso Est al livello Gebel Mtarfa, anch'esso contenente il marker stratigrafico suddetto e rappresentato da una biomicrite a stratificazione spessa, molto simile all'altro, ma che se ne distingue per il minor contenuto in materiale algale; l'ultimo è Rdum il-Hmar, una biomicrite bianca gessosa che si estende giù dal fianco orientale del Coralline Algal Biostrome, sia a Malta, sia a Gozo, con macrofossili a tratti abbondanti, come bivalvi, tra cui bisogna evidenziare Pinna articolati in posizione di crescita, gasteropodi e sporadici Schizaster eurynotus.
Il membro Tal Pitkal viene suddiviso in 4 livelli (Pedley 1978a): Rabat Plateau,
affiorante nella parte orientale di Gozo, ma soprattutto in quella occidentale di Malta,
costituito da biospariti color grigio chiaro e grigio-marrone, composte principalmente da
frammenti di alghe coralline e giacenti sopra il Coralline Algal Biostrome; sopra, con contatto
concordante, c'è il livello Depiru, simile al precedente, ma contenente biohermi composti da
colonie di alghe coralline, bivalvi disarticolati, frequentemente predati dalla spugna Entobia, e
coralli occasionali; Ghadira è costituito principalmente da oobiospariti ed è caratterizzato
soprattutto dalle strutture sedimentarie descritte da Pedley (1978a) “extensive wedge-like
mega-foresets” e l'assenza di macrofauna e altri organismi costruttori; Ghar Lapsi affiora solo limitatamente nell'omonima zona dell'isola di Malta ed è costituito da dolomiti e calcari micritici ricristallizzati color grigio chiaro, contenenti rari frammenti di pettinidi e piccole cavità una volta occupate da Rotalidi ormai dissolti, ma anche, nei livelli più alti, strutture tipo “birdseye”.
Il membro più recente, Gebel Imbark, affiora solamente sulle sommità dei rilievi o al nucleo di sinclinali, con una superficie erosionale alla base nelle zone occidentali;
generalmente il suo contenuto in macrofossili è scarso ed è stato suddiviso da Pedley (1978a) in tre livelli: Tat Tomna comprende pelmicriti e oopelspariti a stratificazione incrociata, nelle quali gli unici fossili presenti sono foraminiferi bentonici al nuclei degli ooliti; Qammieh, i cui livelli basali mostrano un contatto transizionale con Tat Tomna, è costituito da micriti color grigio chiaro, più o meno ricristallizzate, a basso contenuto fossilifero, ma notevoli per la presenza vicino al top della successione di orizzonti stromatolitici in più livelli; San Leonardo giace sopra il Globigerina Limestone con una “angular unconformity” ed è costituito da marne grigie ricche in carofite e biospariti con stratificazione a festoni, queste ultime caratterizzate anche dalla presenza di canali contenenti ciottoli, bivalvi e gasteropodi in frammenti.
2.8. INQUADRAMENTO CRONOSTRATIGRAFICO
Dal punto di vista cronostratigrafico, i sedimenti maltesi ancora oggi risultano controversi, seppure in parte. La successione può essere schematizzata come in figura 4, nella quale sono riportate le correlazioni coi piani nei casi in cui non ci siano evidenti divergenze tra gli autori più recenti.
La letteratura riguardante la geologia delle Isole Maltesi parte dal XVII secolo e viene
elencata da Hyde (1955); le correlazioni tra questi sedimenti e quelli di altre aree sono iniziate
circa due secoli dopo e Felix (1973) le riassume nella tabella riportata in fig. 5.
Figura 4 – La successione maltese (non in scala).
Figura 5 – Prime correlazioni cronostratigrafiche utilizzate (da Felix, 1973, modificato)
Lo studio delle faune a foraminiferi presenti all'interno dei sedimenti della successione maltese, condotto da Felix (1973) e da Giannelli & Salvatorini (1972, 1975), ha consentito l'individuazione di diverse associazioni ed il riconoscimento di biozone a foraminiferi planctonici e a foraminiferi bentonici; questo ha permesso una più precisa scansione temporale degli eventi che hanno caratterizzato la storia geologica delle Isole Maltesi. Le conclusioni dei suddetti autori non sono molto diverse tra loro. Felix (1973) ha riconosciuto 6 suddivisioni biostratigrafiche, mentre Giannelli & Salvatorini (1972, 1975), invece, 11, caratterizzate da specie differenti di foraminiferi planctonici.
Russo & Bossio (1976) hanno analizzato gli ostracodi presenti negli stessi campioni utilizzati da Giannelli & Salvatorini (1972, 1975) ed hanno riconosciuto 8 associazioni, che sono state confrontate con le 11 biozone di questi ultimi autori.
In seguito Mazzei (1985) ha effettuato un'analisi micropaleontologica dei campioni
prelevati dalla sequenza miocenica maltese, con l'eccezione del LGL; ha correlato poi le unità
a nannoplancton calcareo individuate con quelle a foraminiferi di Giannelli & Salvatorini
(1972, 1975). La sequenza miocenica risulta essere interessata da hiatus in corrispondenza dei
livelli fosforitici (all'interno del GL), alla base del livello sabbioso glauconitico vicino al top della BC e al limite BC/GS, in stretto accordo coi risultati di Giannelli & Salvatorini (1972, 1975).
Le conclusioni raggiunte da autori successivi sono comparate nelle seguenti fig. 6a e 6b.
Figura 6a – Correlazioni cronostratigrafiche degli autori
Figura 6b – Correlazioni cronostratigrafiche degli autori (* : Bonaduce & Barra; Foresi et alii; Bellanca et alii; Sprovieri et alii.
** : Bonomo et alii; Caruso et alii)
I lavori più recenti utilizzano una biostratigrafia di alta risoluzione a plancton calcareo
e le datazioni sono state effettuate con metodi astrocronologici attraverso calibrazione
astronomica; (vedi 2002* e 2003** in fig. 6b). Nel particolare, Foresi et alii (2002) e
Sprovieri et alii (2002) si sono concentrati sulla Blue Clay della sezione ben esposta di Ras Il-
Pellegrin, nella parte nord-occidentale dell'isola di Malta, mentre Bonomo et alii (2003) e
Caruso et alii (2003) sul Middle e l'Upper Globigerina Limestone, della stessa sezione. Le datazioni sono state effettuate utilizzando i dati di comparsa (FO) e scomparsa (LO) di foraminiferi planctonici. Un risultato importante è stata la valutazione di un'età di 13.59 MA per la LO della specie Sphenolitus heteromorphus, posto all'interno della Blue Clay a circa 7.31 metri dalla loro base e che attualmente è considerato il più affidabile bioevento per il riconoscimento del limite Langhiano-Serravalliano.
Nei lavori più recenti esistono tuttavia ancora divergenze, soprattutto per l'intervallo di tempo compreso tra Langhiano e Messiniano; nelle figure seguenti sono riportate le opinioni di Ward & Bonavia (2001), John et alii (2003) e Gatt (2006).
Figura 7 – Colonna stratigrafica di Malta proposta da Ward & Bonavia, 2001
Figura 8 – Sezione composita di Globigerina Limestone e Blue Clay proposta da John et alii, 2003
Figura 9 – Colonna stratigrafica di Malta proposta da Gatt, 2006
In un lavoro di recente pubblicazione (Foresi et alii, 2007) viene analizzato il membro
LGL attraverso lo studio del plancton calcareo (foraminiferi planctonici e nannofossili) in
esso presente. Come era già stato evidenziato da Giannelli e Salvatorini (1972) nel loro “post- scriptum” a p. 72, questa recente analisi mostra come il membro LGL vada attribuito al tardo Oligocene (Cattiano) (fig. 10), a differenza di quanto è stato affermato dalla maggior parte degli autori (fig. 6a e 6b). Foresi et alii (2007) hanno inoltre effettuato una valutazione in termini biostratigrafici dello hiatus stratigrafico presente tra i membri LGL e MGL (fig. 10).
La sua entità varia nelle diverse aree, come dimostrano le differenze nello spessore di LGL all’interno delle isole. Il riferimento al Cattiano del LGL ha comportato lo spostamento al Rupeliano del sottostante LCL.
Figura 10 – Schema biostratigrafico del LGL e valutazione dello hiatus presente tra questo membro e il successivo MGL proposti da Foresi et alii, 2007
