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4.1 Inquadramento stratigrafico della Val di Fine

I bacini Neogenici della Toscana situati a sud del Fiume Arno costituiscono un sistema di depressioni, in direzione appenninica, formatesi come risposta ad un regime tettonico prevalentemente distensivo che, dal Tortoniano superiore, ha interessato la catena appenninica nel settore nord-occidentale. Tale carattere estensionale è geneticamente legato all’apertura del bacino Tirrenico (Patacca et al., 1990).

Il bacino del Fiume Fine si estende con direzione N-S tra i monti Livornesi a Ovest e quelli di Castellina Marittima a Est. Tutte le rocce e i terreni affioranti in questo bacino possono essere raggruppati in due grandi Unità: l’Alloctono ed il Neoautoctono, che giace in discordanza sul primo (Giannini, 1962).

L’Alloctono è rappresentato da un insieme eterogeneo di formazioni sedimentarie di natura prevalentemente detritica e da rocce magmatiche basiche ed ultrabasiche (le così dette ofioliti). La

giacitura dei terreni dell’Alloctono si presenta molto spesso nettamente caotica; ciò è dovuto, almeno in molti casi, a fenomeni relativamente superficiali e comunque di carattere morfologico (frane, deformazioni garvitative dei versanti, etc.) (Giannini, 1962). Tuttavia è possibile distinguere due complessi o serie nei quali suddividere le litologie dell’Alloctono: la Serie dell’Alberese e la Serie Ofiolitifera.

Il Neoautoctono è costituito da sedimenti del Miocene Superiore e del Pliocene. I primi affiorano sui margini occidentali e sud-orientale; i secondi sono molto estesi e in continuità di sedimentazione sui precedenti lungo il bordo occidentale, trasgressivi sul substrato pre-neogenico per gran parte di quello orientale. A sud le successioni neogeniche vengono a contatto per faglia con termini del Pleistocene Inferiore mentre a Nord esse sono ricoperte da quelli trasgressivi delle successioni del Pleistocene Inferiore e Medio delle Colline pisane e Livornesi (Bossio et al., 1997).

La definizione dell’età dell’inizio della sedimentazione neoautoctona nella Toscana meridionale presenta notevoli difficoltà poiché quest’ultima è costituita alla base da depositi continentali; comunemente viene fatta iniziare con i Conglomerati rossi e verdi talora lignitiferi (Tortoniano sup.), di facies fluviale e lacustre, che affiorano in maniera discontinua e i cui spessori, sempre modesti, sono mal precisabili per pessime esposizioni e complicazioni tettoniche. Sono costituiti prevalentemente da conglomerati poco organizzati, eterometrici con ciottoli e matrice arrossata; gli elementi sono scarsamente elaborati in prevalenza di calcare siliceo, di ofioliti e di radiolariti.

Figura 4.2: Paleogeografia della Toscana centro-occidentale nel Messiniano superiore: (1) aree emerse; (2) ambiente lacustre; (3) facies “Lago-Mare” (da Sandrelli et al, 2004)

Bossio et al. (1997) collocano la sedimentazione dei conglomerati in un ambiente di acque dolci, a differenza di un ambiente salmastro ipotizzato da Giannini (1962).

I conglomerati sono, talvolta, sormontati dalla Formazione del Calcare di Rosignano, riferibile ad un ambiente marino di scogliera e attribuito da Bossio et al. (1999) al Messiniano inferiore. Al di sopra della Formazione del Calcare di Rosignano affiora discontinuamente la scogliera dell’Acquabona, rappresentata nella sua porzione basale da conglomerati a ciottoli medi e minuti in abbondante matrice carbonatica, talora fossiliferi (Membro dei Conglomerati delle Cantine), solo parzialmente presente perché collegato a scarsi e locali apporti torrentizi (ciottoli prevalentemente ofiolitici). Verso l’alto si ha il passaggio ai Calcari dell’Acquabona, presenti in facies bioermale (sequenze di calcareniti bioclastiche e impalcature di Porites) e di scarpata (sequenze di calcareniti stratificate, bancate a Porites e banchi di biocalciruditi nelle quali si riconoscono porzioni di Porites, alghe rosse, molluschi, briozoi ed altri organismi marini). I depositi di scogliera terminano con il Membro dei Calcari le Cave, in facies di laguna di retroscogliera. Al di sopra di questi si ritrovano, con spessori variabili da pochissimi metri fino ad un centinaio, conglomerati grossolani mal classati e arenarie a prevalenti elementi ofiolitici e cemento carbonatico (Conglomerati di Villa Mirabella); i fossili non sono abbondanti ma relativamente comuni, ed esprimono un ambiente marino litorale (Bossio et al.,1997).

Salendo nella successione si ha il passaggio a calcari di scogliera a Porites e alghe corallinacee in patch-reef ,con frequenti passaggi a sedimenti di natura terrigena (Calcari di Castelnuovo). Essi si presentano con modalità e spessori assai vari; lungo il margine occidentale del bacino del Tora-Fine presentano associazioni di coralli a nuclei isolati (patch-reefs), e lungo il margine sud-est del bacino contengono abbondanti stromatoliti associati ad una successione in predominanza sabbioso-conglomeratica (Bossio et al., 1999).

Sopra il Calcare di Castelnuovo si ha un passaggio graduale ad un livello di marne argillose e argille talora sabbiose, grigie localmente con intercalazioni calcareo-marnose (Formazione del Torrente Raquese). Gli strati di questa formazione si osservano sempre in concordanza con i depositi sottostanti. Il loro ambiente di deposizione è marino di piattaforma e la loro età è Messiniano inferiore (Bossio et al., 1978, 1986). Quest’ultima è deducibile essenzialmente sulla base delle associazioni microfaunistiche e nannofloristiche, nonostante il loro carattere povero e/o oligotipico. Il fossile caratteristico è Pycnodonte navicularis. Salendo nella successione si ha un assottigliamento degli strati fino a diventare laminitici; questi depositi passano gradualmente alle marne silicee, diatomiti e marne sabbiose ricche di fossili della Formazione del Tripoli di Paltratico correlabili, secondo Bossio et al. (1986), con la porzione sommitale dei sedimenti messiniani pre-evaporitici del Bacino Mediterraneo. Seguono sabbie grossolane e conglomerati a ciottoli minuti (Formazione del Rio Sanguigna); i conglomerati sono gradati e passano verso l’alto ad arenarie fini

anch’esse gradate e a marne, riconosciute di ambiente di deposizione con salinità moderata in quanto collegata ad addolcimento relativo per immissione di acque fluviali in acque iperaline (Bossio et al., 1986). Lateralmente, a Nord e a Sud dell’affioramento di questa formazione, compaiono banchi di gessi primari e secondari, che divengono più frequenti nella porzione litologica soprastante, le Argille e Gessi del Fiume Era Morta. Questi depositi sono costituiti da argille e argille marnoso-sabbiose grigie, spesso laminari e con intercalazioni calcareo-marnose; l’ambiente di deposizione è lacustre e deltizio-lacustre, con acque da dolci a leggermente salmastre episodicamente sovrasalate, e l’età è Messiniano Superiore (Turoliano) (Bossio et al., 1999). In questa unità si rinvengono poi banchi e lenti di gessi primari e secondari (Lazzarotto et al., 1990) e, nella parte alta, l’unità passa ad arenarie a grana da media a grossolana con argille e argille sabbiose e lenti sottili di conglomerati fini (Sabbie e Conglomerati della Villa di Poggio Piano).

Lo spessore della Formazione delle Argille e Gessi del Fiume Era Morta e dei diversi livelli di gessi e delle sabbie e conglomerati in essa intercalate sembra variare da pochi decine fino a circa 200 metri (Bossio et al., 1999).

La successione messiniana del bacino del Fine termina con le ultime due litologie descritte. Su questa poggiano argille e argille siltose, talvolta marnose, ricche di microfaune, di nannoflore e in minor misura di macrofossili (Argille Azzurre). Il contenuto fossilifero è indicativo di un ambiente deposizionale marino, da neritico a batiale superiore; l’età è Pliocene Medio-Inferiore (Bossio et al., 1999). Il Pliocene prosegue nella successione in maniera discontinua con i Conglomerati di Gambassi, le sabbie della Formazione di Villa Magna e le Biocalcareniti di Parlascio e le sabbie ad Amphistegina.

4.2 Evoluzione sedimentaria del Bacino del fiume Fine

Bossio et al. (1999) hanno ricostruito l’evoluzione sedimentaria del Bacino del fiume Fine, e dei Bacini Neoautoctoni Toscani in generale. In particolare, dall’inizio della sedimentazione neoautoctona, attribuita al Tortoniano superiore (Turoliano), sono stati riconosciuti quattro episodi sedimentari.

Il primo è rappresentato dai depositi fluvio-lacustri e lacustri della «Serie Lignitifera» ed è perdurato nel Turoliano fino in prossimità del limite Tortoniano-Messiniano della cronostratigrafia marina. Il secondo episodio sedimentario è invece il risultato di una ben più complessa serie di eventi. Esso inizia con una trasgressione marina nel Messiniano inferiore, in conseguenza di una attività tettonica distensiva che ha caratterizzato tutta la zona dei bacini. Più precisamente la trasgressione marina ha interessato la zona del margine occidentale dei bacini del Fine e dei dintorni di Livorno, dove ha consentito l’impostazione, direttamente sul substrato pre-neogenico, di un imponente complesso di

scogliera (Calcare dell’Acquabona, membro della formazione del Calcare di Rosignano). Nei bacini interni invece il secondo episodio è caratterizzato prevalentemente dalla deposizione di argille e marne argillose concordanti e continue sui sedimenti relativi al primo episodio, ma contenenti associazioni faunistiche di ambiente salmastro (foraminiferi con Ammonia beccarii tepida, Cassidulinita prima etc. ed ostracodi con Loxoconcha spp., Cyprideis spp., etc.), a testimonianza della trasformazione del dominio lacustre in uno lagunare, con parziali comunicazioni con il mare del bacino più occidentale. La fase regressiva successiva alla trasgressione ha comportato l’emersione, dolomitizzazione e parziale erosione della scogliera dell’Acquabona, e contemporaneamente la precipitazione di evaporiti in alcune parti delle lagune interne. Il secondo episodio termina con la ripresa della sedimentazione pelitica nelle lagune interne, mentre nel bacino più esterno (zona di Rosignano) la scogliera dell’Acquabona viene nuovamente sommersa dalle acque, come testimoniano i depositi lagunari di retroscogliera (membro dei calcari Le Cave), separati dai depositi sottostanti da una superficie di erosione.

Il terzo episodio di sedimentazione si sviluppa in un Messiniano inferiore già inoltrato, in seguito ad una nuova trasgressione marina, ben più estesa della precedente.

Lungo il bordo occidentale del bacino del Tora- Fine si sono impiantate «patch-reef» più o meno estese (Membro del Calcare di Castelnuovo); in alcune zone dei bacini interni si sono deposte, in continuità sui sedimenti del precedente episodio, sedimenti generalmente pelitici, mentre ai margini di tali bacini si rinvengono, spesso in netta discordanza sui depositi sottostanti, conglomerati o litologie carbonatiche di limitate scogliere riconducibili ai sedimenti del Calcare di Castelnuovo. Ovunque il terzo episodio si è sviluppato in un contesto ambientale limitante per il mondo organico; lo dimostra la deposizione diatomitica del Tripoli di Paltratico nel bacino del Fine.

Questo episodio si conclude con la deposizione di ingenti quantità di evaporiti, correlabili con la generale fase evaporitica mediterranea riconducibile alla crisi di salinità del Mediterraneo (Hsü et al., 1973).

Il quarto episodio sedimentario, che inizia nel Messiniano inoltrato e prosegue fino al termine del Pliocene, viene comunemente fatto coincidere con la nota fase “Lago-Mare”. Esso è caratterizzato dal ritorno di facies ipoaline e più spesso addirittura dulcicole, con frequenti ostracodi (Cyprideis gr. torosa, Euxinocythere praebaquana, Loxoconcha (Loxocorniculina) djafarovi etc.), molluschi (Melanopsis, Dreissena, Theodoxus etc.), rari foraminiferi (Ammonia beccarii tepida, Cribrononion articulatum, Cassidulinita prima, etc.), tecamebe ed oogoni di Characeae ed altri gruppi faunistici e floristici. Nella parte superiore dei sedimenti della biofacies “Lago-Mare”, rappresentati essenzialmente da marne e marne argillose, si ha la presenza di facies arenitiche e conglomeratiche, caratterizzate da una notevole quantità di gesso clastico risedimentato.

Il limite mio-Pliocene, studiato sulle sezioni stratigrafiche affioranti a cava Serredi e lungo la strada degli archi sui Monti Livornesi, è rappresentato da un brusco passaggio da condizioni ipoaline o dulcicole a condizioni oceanografiche normali (Bossio et al., 1981). Negli orizzonti terminali del Messiniano si registra, infatti, la presenza delle faune dulcicole e salmastre precedentemente elencate, mentre nelle argille plioceniche si rinvengono associazioni ascrivibili alla Zona a Sphaeroidinellopsis seminulina s.l.

Con la trasgressione marina pliocenica inizia un nuovo episodio di sedimentazione unito ad un rapido innalzamento del livello marino in tutto il bacino Mediterraneo, come conseguenza della riapertura delle comunicazioni con l’Oceano Atlantico.

Sarti (1995), (nel cui lavoro è innovativa l’applicazione delle metodologie della stratigrafia sequenziale alle successioni stratigrafiche del neoautoctono toscano), ha effettuato uno studio riguardo i rapporti tra controllo tettonico ed eustatico sulla deposizione del Miocene superiore-Pliocene basale della Val di Fine. Nei depositi l’autore riconosce tre sequenze deposizionali separate da altrettanti limiti di sequenza:

1) Sequenza 1 - Tortoniano superiore-Messiniano p.p. (al limite tra la zona a Globigerina multiloba e la Non Distintive Zone): TST = la base della sequenza è rappresentata dai Conglomerati basali (M1a, M1b) di ambiente lacustre, trasgressivi sul substrato pre-neogenico, che passano verso l’alto a depositi lagunari salmastri. Con il progredire della trasgressione si impostarono, in continuità di sedimentazione, i Calcari di Castelnuovo (M2), di ambiente marino. Le marne argillose del torrente Morra (M3a) rappresentano la fase finale di trasgressione; HST = ambienti lagunari marini caratterizzati da fondi asfittici e da deposizione tripolacea (Tripoli di Paltratico M3b);

2) Sequenza 2 – Messiniano (Non distintive Zone p.p.): LST = il limite inferiore è caratterizzato da superfici di non deposizione e di unconformity. In alcuni settori i depositi di stazionamento basso sono rappresentati da depositi deltizi progradanti in facies torbiditica (Formazione del rio Sanguigna M4a); TST = il primo episodio trasgressivo è registrato dalla deposizione di corpi evaporitici nel settore occidentale del bacino (Evaporiti inferiori M4b) e da torbiditi retrogradanti in quello meridionale. Il secondo tratto trasgressivo segna la fine delle condizioni evaporitiche e l’impostazione di ambienti variabili da laguna subtidale (Sabbie e marne dell’Acquaviva M5a) a prodelta-offshore (Marne e sabbie fini di Cava Serredi M5b); HST = il sistema di stazionamento alto è rappresentato, nella zona di Cava Serredi, dal passaggio da prodelta a barra deltizia;

3) Sequenza 3 – Messiniano p.p.-Zancleano p.p. (parte alta della Non Distintive Zone e Zona a Sphaeroidinellopsis seminulina): LST = il limite inferiore è rappresentato da superfici di emersione, unconformity e relative conformità. Il sistema di stazionamento basso

(Conglomerati e Sabbie di Cordecimo e di Villa di Poggio Piano M6a, M6b) risulta essere costituito da depositi fluviali grossolani passanti a depositi di fan-delta subacqueo e a canalizzazioni di fronte di barra deltizia; TST = nel primo tratto trasgressivo s’imposta un ambiente di piana deltizia sommersa-laguna salmastra, caratterizzato da sedimentazione pelitica fine talvolta gessarenitica (Marne argillose gessifere di Torciano M7a). Nel secondo episodio trasgressivo, una rapida ingressione marina portò ad un generale approfondimento dell’ambiente deposizionale dell’intera area (Argille Azzurre P1a).

Le tre sequenze deposizionale rappresentano dettagliatamente l’evoluzione di un bacino articolato. Riassumendo, il limite della prima sequenza coincide con l’apertura, nel Tortoniano superiore, del bacino stesso ed è dunque controllato dall’attività tettonica. Il secondo, situato alla base della Non Distinctive Zone, viene messo in relazione alla chiusura parziale o totale dei collegamenti tra Mediterraneo ed Oceano Atlantico (Hsü et al., 1973, 1978). Il terzo limite di sequenza , collocabile nella parte sommitale della Non Distintive Zone, è messo in relazione nuovamente a movimenti tettonici. Tale ipotesi è dedotta dal riconoscimento di discordanze angolari ad analoghe altezze stratigrafiche nel limitrofo Bacino di Volterra (Sarti & Testa, 1993).