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RENDICONTI Soo!~td ItaUana di Mineralogia e P~trologÙ1, 38 IJ}: 1'1'. 1271-1280Lavoro accettato per la 6tampll. nel luglio 1983

EVIDENZE GEOCHIMICHE E MINERALOGICHEDI EPISODI EVAPORITICI NELLA SEQUENZA

DIATOMITICA (MESSINIANO «PRE·EVAPORITICO »)DI SUTERA (SICILIA CENTRALE)

ADRIANA BELLANCA, SALVATORE CALDERONE, RODOLFO NERIhtituto di Mineralogia, Petrografia e Geochimica dell'Università, via Archirafi 36, 90123 Palermo

RIASSUNTO. - Vengono riportati i risultati di indagini isotopiche, mineflilogiche e tessiturali, condotte su una sequenza diatomitico-carbonatica delMessiniano inferiore affiorante nella Sicilia centrale,che evidenziano un'ampi~ variabilità dell'ambientedi deposizione.

Gli strati diatomitici della pane inferiore ddlasezione, CQn CQmponente carbonatica prevalentemente calcitica, mostrano testimonianze di deposizionein condizioni variabili da francamente marine amoderatamente ristrene. Gli strati marnosi interca·lati alle diatomiti mostrano, d'altra parte, evidenzedi deposizione in CQndi7.ioni evaporitiche. le marnearagonitiche della parte superiore della sezione sonoriferibili ad un ambiente marino relativamente normale. La dolomite è dominante negli Strati (diatomitici, carbonatici e marnosi) che presentano indizidi de!?Osizione in acque marine fortemente evaporate. Qui essa p~ema valori di 6"'''0 molto positivi(fino a +8,89;f<J ed è interpretata come un precipi·tato primario 0, al più, come un prodotto di diage.nesi molto ptecoce; la calcite coesistente mostra va.lori estremamente negativi (fino a -38,40 %~) del6""'C che indicano una sua origine per ridu7.ione batterica di solfati. Tale meccanismo di formazione del.la calcite è CQnfetmalO da impronte riconducibili adoriginari cristalli di gesso e dalla presenza di abbonodante pirite.

ABSTRACT. - Texmral features, mineralogy andstable isotope compositions of diatomaceous, marlyand carbonate deposits from the Lower Messiniansequence of Sutera (Caltanissetta) point aut a widerange of genetic conditions.

The lower diatomaceous leve1s, whose carbonatecomponent is mainly constituced by calcite, indicatenormal marine IO moderately ~tricted basins. Theinterbedded marly levels, on the other hand, bearevidences of evaporitic conditions. The aragoniticmarls (upper part or the stratigraphic sequcnce) areascribed to a relath'dy normal marine environment.Dolomite is dominant in thooe levds which showclear evidenccs of a deposition in extrcmcly evaporated waters. This dolomite presents highly positivevalues of 6"''"0 (up to 8,89;f,) and is intetpreted 3S

a primary precipitate or, at most, as a very earlydiagenetic product; the coexisting calcite shows extre·mc1y negative values (up to -38,40;f.) of 6""<: which

indicate an origm by bacterial sulphate reduction.Such a calcitization mechanism is confirmed by thepresence of ghoolS of originai gypsum crystals andby abundanl pyrile.

Introduzione

La crisi di salinità che caratterizza i depositi evaporitici del Messiniano, secondoDROOGER (I 973), può essersi manifestata attraverso graduali variazioni delle condizionimanne.

In uno studio petrografico sulla serie solfifera siciliana OGNIBEN (1957) attribuiscel'abbondanza di carbonati nelle diatomiti afenomeni di concentrazione per evaporazionegià in ano durante la deposizione del Tripoli.

McKENZIE et al. (1979-1980) e BELLANCAet al. (1982), attraverso ticerche condottesu sedimenti diatomitici siciliani, prospettano la possibilità di fenomeni evaporitici giàiniziati durante la sedimentazione del Tripolj,prima della deposizione della sequenza eva-poritica principale. '

STURANI e SAMPÒ (1973) suggerisconol'ipotesi che la deposizione delle diatomitinell'area del Meditemmeo avviene duranteuna fase di progressivo isolamento di baciniminori caratterizzati da condizioni euxinichenon necessariamente connesse COI) salinitàanormali.

La finalità del presente lavoro è quella diallargare il campo delle conoscenze sulla storia deposizionale e di!lgenetica di formazionidel Messiniano inferiore attraverso la presentazione e discussione di dati isotopici, mineralogici e tessiturali ottenuti da una sequenzapre-evaporitica affiorante nella Sicilia centrale.

1272 A. BELLANCA, S. CALDERONE, R. NERI

Fig. 1. _ Colonna stratigrafica schematica l: ooUocuione dei campioni studiati. I campioni 511, 519,523, 524, 526, 529. SJ2 e 533 sono stati suddivisiin due o più sottOC1lmpioni (indicati nel testo cona, b, etc.) sulla base di variazioni tessitumli.

Caralleristic.he tC8situraii e mineralo·giche

Strati dia/amiliciLe diatomiti affioranti nella parte inferiore

della sezione (interv~111o: Sl-Sl7) mostranoal microscopio la tipica struttura mm-ritmica

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(1964) e da BECKER e CLAYTON (1972). LaC02 raccolta dopo l'inizio della reazione, adintervalli di tempo di 20 minuti per il carbonato di calcio e di 72 ore per la dolomite,veniva analizzata con uno spettrometro dimassa Varian Mat 250. I valori analitici sonoespressi in unità 8'h e riportati contro lostandard PDB-l. La deviazione standard dell'intera procedura analitica è minore o ugualea ± 0,1 ~o (lO'") sia per l'ossigeno che peril carbonio.

Materiali e metodi

La sezione oggetto di studio è statacampionata lungo il fronte di una cava(UB877546) situata presso l'abitato di Sutera (6g. 1).

Il suo limite inferiore non è reperibilein affioramento per l'abbondante coperturadetritica che nasconde il contatto con le sottostanti argille del Tortoniano. La porzioneinferiore della sezione è caratterizzata, peruno spessore di circa 17 metri, dall 'alternanzadiatomiti-marne calcaree tipica della Formazione del Tripoli. Lo spessore degli strati diatomitici varia da 1,5 fino a 5 m, mentre glistrati marnosi intercalati hanno uno spessorepressochè costante di circa 0,5 m. Le diatomiti, che in basso appaiono leggere e friabili,diventano verso l'alto sempre più pesanti ecompatte per l'aumentare della componentecarbonatica. La parte superiore della successione, per uno spessore di circa 13 m, è costituita da un'alternanza irregolare di straticarbonatici (spessore 30-70 cm), strati mar- Enosi (spessore 0,4-2 m) e strati argillosi privi ~

di carbonato (spessore 10-50 cm).Il colore grigio, caratteristica ricorrente

degli strati marnosi, denota la presenza disostanze bituminose; nella parte intermediadella sezione, peraltro, anche le diatomitimostrano zonature in bande amdide e grigie.

La mineralogia dei campioni è stata determinata con una apparecchiatura Philips utilizzando la radiazione CuKa filtrata da Ni.Le percentuali di aragonite, calcite e dolomite della frazione carbonatica sono stateottenute mediante tecniche diffrattometrichestandard (TUREKIAN e ARMSTRONG, 1960;ROYSE et al., 1971). I contenuti di MgC03delle calciti e di CaC03 nelle dolomiti sonostati stimati secondo procedure descritte daGRIFFIN (1971).

I metodi di colorazione selettiva, impiegati per lo studio delle relazioni tessituralitra i minerali carbonatici, sono quelli suggeriti da FRIEDMAN (1959).

I campioni da misurare per le determinazioni isotopiche sono stati attaccati, dopoarrostimento sotto vuoto spinto a 4000 C,con H3P04 aliDO % per tempi variabili(12 h per il CaC03 e 72 h per la dolomite)a seconda del minerale presente. In caso dicoesistenza dei carbonati venivano utilizzatele procedure suggerite da EpSTEIN et al.

EVIDENZE GEOCHIMICHE E MINERALOGICHE DI EPISODI ETC. 1273

data da un'alternanza di lamine più chiaree più scure composte principalmente da frustoli di diatomee opaline, minerali argillosie carbonato micritico. La componente biogranulare è costituita, oltre che da diatomee,radiolari e frammenti di spicole di spugna,da foraminiferi la cui distribuzione apparepiuttosto irregolare; spesso, veri e propri adunamenti di microfossili a guscio calcitico segnano il passaggio verso lamine completamente prive di foraminiferi (6g. 2 a). Lacomponente carbonatica, di tessitura micridca, ha composizione calcitico.dolomitica. Inquesti campioni la calcite ha un contenutomolto basso di Mg (max. 0,5 mol% MgCOa);la dolomite coesistente è una dolomite « calcica» (54-55 mol% CaCO!d. Sono frequenti,inoltre, piaghe irregolari di apatite a struttura fibrosa e anidrite, in forme lamellari,come riempimento di microfossili (6g. 2 b).

Nella parre più alta della sequenza diatomitica (dal campione 20 al 25) il feltro didiatomee appare ricoperro più o meno estesamente da dolomite micritica. Il carbonatoimpregna il sedimento diatomitico preservandone la struttura originaria; frustoli di diatomee, radiolari e frammenti di spicole appaiono ben conservati. In questo gruppo didiatomiti sono assenti i foraminiferi. La dolomite è ancora discretamente «calcica»(53 mol% CaCOa).

Stratt marnosi

Al microscopio questi campioni presentano una scarsa componente argillosa in unamatrice micritica, di composizione prevalentemente dolomitica, contenente sparsi cristalli di quarzo e, talvolta, feldspati detritici.Quarzo e feldspati si arricchiscono notevolmente in un intervallo compreso tra un sottile strato di argilla priva di carbonato e unostrato dolomitico (campione 29); il passaggio a quest'ultimo livello è contrassegnatodall'alternanza di lamine a differente apportodetritico (S29a).

Nella parte superiore della sezione sonointercalati strati marnosi la cui componentecarbonatica è prevalentemente aragonitica;l'aragonite si presenta in microcristalli aghiformi, isorientati lungo i piani di stratificazione (fig. 2 c).

La dolomite degli strati marnosi intercalatialle diatomiti è abbastanza ricca in Ca

(52-55 mol% CaCOa); gli strati marnosi superiori contengono, invece, una dolomite piùvicina al rapporro stechiometrico (51-52mol % CaCOù La calcite associata ad aragonite e/o dolomite è debolmente magnesiaca(1,5 mol% MgC03).

In tutti questi strati è frequente il rinvenimento di pirite in piccoli cristalli cubici oin microaggregati più o meno alterati in ossidi di Fe. Si ritrovano, inoltre, cristalli dicelestina accresciuti all'interno di microfossili (S18, fig. 2 d) e anidrite lamellare inpiaghe irregolari (S32, 6g. 2 e). Talora è presente gesso in piccoli cristalli.

Strati carbonaticiQuesti strati presentano una composIZIO

ne dolomitica (S29) o prevalentemente dolomirica (S24 e S26) con quantità variabili dicalcite associata; le proporzioni di calcite edolomite si equivalgono soltanto nel campione 533. L'aspetto macroscopico, la presenza di numerosi pellet e frequenti vacuolidi forma cubica riconducibili a preesistenticristalli di NaCI (fig. 2 f) accomunano alcunidi questi livelli carbonatici al «Calcare dibase» sottostante i gessi della FormazioneGessoso-solfifera.

La dolomite è sempre mieritica e presentacomposizione stechiometrica (50-51 mol%CaCOa); la calcite, debolmente magnesiaca(1-3 mol% di MgCO~), si ritrova, in grossiadunamenti, con tessitura spatitica o sottoforma microspatitiea a costituire il cementodella dolomite, soprattutto nelle zone dovela roccia è più porosa. Le relazioni tessi turali indicano per la calcite una deposizionesuccessiva a quella della dolomite (fig. 2 g).

In tutti i campioni si osservano improntedi cristalli tabulari o prismatici, isolati o inaggregati, a volte geminati (6g. 2 h e 2 i).Queste forme, ora riempite da calcite, sonoriconducibili ad originari cristalli di gesso.Talora è presente l'anidrite (S26), con lastessa tessitura lamellare riscontrata nellediatomiti, come riempimento di vacuoli della micrite dolomitica.

Isolopi

1 risultati delle analisi isotopiche condottesui carbonati della sezione di Sutera sonoriportati nella tabella 1 insieme alla mineralogia della frazione carbonatica. I dati isoto-


Fig. 2. - FOlografie di sezioni sottili. (a) Adunamento di miCfofossili in uno strato diatomitico (S8).Nicol incr.; la barrena rappresenta 0,75 mm. (bl Anidrite a tessitura lamellare che riempie le cameredi un microfossile a guscio calcitico in uno strato diatomitico (514). Nicol incr.; la barretta rappusenta0,25 mm. (c) Marna costituita prevalentemente da aragonite in microcristalli 3.ghiformi isorientati lungoi piani di stratificazione (S.H). Nicol incr.; la barretta rappresenta 0,75 mm. (d) Cristallo di celestinaaccresciuto all'interno di un microfossile in uno stralO marnoso (518). Solo palar.; la barretta rappresenta 0,15 mm. le) Anidrite a tessitura lamellare come riempimento di cavità in uno strato mamoso (532).Nicol incr.; la barrena rappresenta 0,20 mm. (f} Impronta di cristallo cubico (probabilmente halite) inuna matrice di dolomite micritica (529). Nicol ìncr.; la barretta rapptesenta 0,35 mm. (g) Relazione calcite-dolomite negli strati carbonatici. La calcite spatitica riempie una cavità nella matrice dolomitica; In

alto a sinistra sono visibili granuli di quarzo detritico (524). Sezione colorata con alizarina rosso-sodica;nicol incr.; la barretta rappresenta 0,60 mm. (hl Impronle di cristaJ1i di gesso riempite da calcite spatiticain una matrice micritica di composizione dolomitica (524). Nicol incr.; la barrelta rappresenta 0,20 mm.(i) Impronta di gesso geminato a ferro di lancia riempita da calcite spatitiC3 in una matrice dolomitica (526). Nicol incr.; la barreua rappresenta 0,60 mm.

plci sono visualizzati tramite il diagramma8t80-o"l3C (fig. 3) nel quale vengono collegati con segmenti i punti rappresentativi del·la composizione isotopica del CaCOa e delladolomite coesistenti.

Le calciti mostrano variazioni di composizione isotopica relativamente limitate per

l'ossigeno e, al·contrario, molto ampie peril carbonio. Il 8180 delle calciti varia, infatti,tra +0,01 e +3,21 5fc. Per quanto riguardainvece il 813C, la 'distribuzione dei punti nelgrafico indica l'esistenza di due intervalli divalori caratterizzati da: a) 813C compresi tra-0,83 e -3,93 %0 relativi alla componente


calcitica delle diatomiti e degli strati marnosi intercalati; h) 8u C molto negativi (da-10,07 a -38.40 %u) corrispondenti allecalciti dei livelli carbonatici. Il valore81Se meno negativo di questO intervallo(-10,07 ~,,), essendo relativo ad una miscela piuttosto equilibrata di calcite e aragonite (538), riflette la composizione isotopicadi amlxdue i polimor6. del CaCÙ3. Il valore 81SC = -5,275'", corrispondente allacalcite dello strato marnoso stratigra6camente più elevato (539), si colloca tra i due in·tervalli.

Le aragoniti mostrano limitate variazionidi composizione isotopica sia per l'ossigenoche per il carbonio. Infatti, il 8180 e il 818Cdei campioni aragonitici variano, rispettiva.mente, tra +1,76 e +3,09%" e tra +1,17e +2,12 %", In realtà va considerato che ilCaC03 di questi campioni è una misceladi aragonite e calcite; i dati isotopici misurati possono, comunque, considerarsi rappresentativi dell'aragonite poichè la calcite, fattaeccezione per il campione 538, è presentesempre in quantità estremamente limitate.~ dolomiti mostrano, sia per quanto ti·

guarda il rapporto JSOj1SO che per il rapporto ISCj1te, un'ampia variabilità composizionale all'interno della quale è possibile l'individuazione di tre ~ruppamenti di valori:a) valori di 818() e 81,<: relativi alle dolomiti, coesistenti con calcite, dei IiveUi diatomitici stratigra6camente più bassi (818() tra+1,27 e +4,365',,; 813C tra -2,84 e--4,75 ~); h) valori di 818() corrispondentialle dolomiti delle diatomiti sttatigra6camente più alte, alle dolomiti degli strati carbonatici e a quelle degli sttati marnosi intercalati lungo tutta la sezione. I valori del8180 di queste dolomiti variano tra +4,82e +8,89%11 con un valore medio di + 7,13%11(I r1 = 1,03) che denota un considerevolearricchimento in 18(). I valori 818C dellestesse dolomiti presentano un'ampia escursione (da + 0,43 a -13,62 %(1); c) valori rdativi alle dolomiti associate ad aragonite e calcite. I 818() di queste dolomiti (da+ 1,98 a + 3,51 ~c;) sono simili ai 818() delCacol coesistente e più bassi rispetto aquelli delle dolomiti degli strati immediata·mente sopra- e sottostanti. I valori 81,<:,variabili ma sempre piuttosto negativi (da-0,41 a --8,89 %<1), rientrano nell'interval-

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Fig. 3. - IlOlopi mbili ddI'ossigeno e del carobonio nella frazione arbonatia dei campioni Slud.Uoti. Le linee congiungono punti fl_ppresenutividc:lla composizione isotopia del Caco. e ddladolomile coesiuenli. • = ak::ite, O =:; aragonite +calcite, 0 = dolomite.

lo composizionale delle altre dolomiti"Dalla figura 3 si nota che l'andamento

dei segmenti che collegano i punti rappresentativi delle composizioni isotopiche dellecoppie CaCOs-dolomite evidenzia un generale arricchimento (6no a circa 6,5 ~'c) in 180delle dolomiti rispetto alle calciti coesistenti.Per le coppie dolomite-aragonite si "rimandaa quanto detto in preadenza. La comparazione della composizione isotopica del carbonio nelle dolomiti e nelle calciti coesistentimostra due andamenti distinti: a) discretoimpoverimento in 'sc (6no a circa 3~d nelladolomite delle dinomiti e delle marne. Ana·loga tendenza si nota per le coppie dolomitearagonite; h) notevole arricchimento di ne(fino a 33 ~Il) nella calcite dei livelli carbonatici.


Discussione

La componente calcitica delle diatomitipresenta valori di 8180 (da O a +2,47 ~I)

che sono indicativi di un ambiente di deposizione variabile da francamente marino amoderatamente ristretto. Le dolomiti coesistenti sono leggermente arricchite in 18() eimpoverite in 13c. Le differenze piuttostocontenute tra i valori del 8180 di dolomitie calciti coesistenti (al massimo +2,47 %0)potrebbero indicare che la dolomite si è formata, a spese della calcite, in acque sostanzialmente simili a quelle da cui è precipitatala calcite. L'impoverimento di 13C nella dolomite (8 l3C fino a -3,55 %0) suggerisce,invece, un appono di CO~ da sostanza orga·nica, in fase di precipitazione della dolomitestessa.

Il ritrovamento di anidrite all'interno delle camere dei microfossili, in quantità crescenti proporzionalmente al contenuto di dolomite nella roccia, ed adunamenti di foraminiferi, interpretati come segnali dell'instaurarsi di condizioni ostili allo sviluppo diquesti organismi, concordano con la composizione isotopica di calciti e dolomiti nel testimoniare un ambiente di deposizione varia·bile tra francamente marino e moderatamenteristretto.

A conferma dell'esistenza di episodi neiquali dominavano condizioni anormali, le do·lomiti delle marne intercalate alle diatomitimostrano valori di 8180 estremamente positivi (tra +7 e +8 %0) indicativi di un ambiente ristretto con acque notevolmente evaporate.

Anche le dolomiti che costituiscono l'uni·ca fase carbanatica delle diatomiti affiorantipiù in alto nella successione stratigrafica presentano valori 8180 molto positivi (da +6,17a +8,17 %0); i valori del 8\3C sono, invece,abbastanza negativi (fino a -6,457<_0). Inquesti campioni la dolomite micritica ricopre, più o meno estesamente, il feltro didiatomee ed impregna il sedimento diatomitico preservandone la struttura originaria.Le osservazioni tessiturali e i dati isotopicisuggeriscono che la formazione della dolomite è avvenuta per precipitazione neglispazi interstiziali del sedimento diatomiticoda acque notevolmente arricchite in ISO econ parziale utilizzazione di carbonio derivato da decomposizione di sostanza organica.

Un modello genetico in parte simile è statoproposto, recentemente, per dolomiti ritrovate in sedimenti diatomitici di mare profondo (PISCIOTTO e MAHONEY, 1981; KELTSe McKENZIE, 1982). Tuttavia, le differenzeesistenti tra i valori di 8180, dedsamentepiù positivi nelle dolomiti di Sutera rispettoa quelli delle dolomiti profonde, evidenzianodifferenti ambienti di formazione.

La sequenza diatomitica di Sutera passaverso l'alto ad un'alternanza di strati carbonatici e marnosi. La calcite dei livelli carbonatici, quando è presente, è caratterizzatasempre da valori estremamente negativi di813C (6no a -38,40 %0). In letteratura, percarbonati che presentano simili impoverimenti di 13C, viene invocata un'origine, inambiente anaerobico, attraverso processi cheimplicano riduzione batterica di solfati e concomitante ossidazione di sostanza organica(DESSAU et aL, 1962; SASS e KOLODNY,1972; LIPPMANN, 1973). La ca1citizzazionedi gesso, quale meccanismo di fotmazionedelle calciti degli strati carbonatici di Sutera,è comprovata, oltte che dalla composizioneisotopica, da evidenze tessiturali come impronte monocline o prismatiche riconduci.bili ad originari cristalli di gesso (vedi fig. 2 he 2 i) e ptesenza di pitite prodotta utilizzando lo zolfo ridotto.

Le dolomiti degli stessi strati catbonaticie degli sttati marnosi intercalati mostrano va·lori 813C che variano in un intetvallo compreso tra circa O e -13 %0. Nella sequenzasedimentaria è individuabile, anche se nonperfettamente delineato, un andamento ci·clico del 8lSC che può corrispondere a variazioni graduali negli appotti di CO2 biogenica. Le stesse dolomiti (ad eccezione diquelle associate con aragonite) hanno valoridi 8u O che appaiono tra i più alti finorariportati in letteratura. Valori di 8180 =+8,5 %" sono riportati da MCKENZIE et al.(1979-1980) per due campioni dolomitici infercalati alle diaromiti di Monte Capadarso(Sicilia); valori discretamente più bassi (al.l'incirca +5 0".10) sono indicati da FONTESet al. (1972) per dolomiti di evaporiti mediterranee. Rapporti l80j180 molto positivivengono riportati sia per dolomiti formatecome precipitato chimico primario (PARRYet aL, 1970) che per dolomiti originate daun precursore calcitico o aragonitico (AHA-


RON et aL, 1977).La dolomite degli strati carbonatici di Su

tera non si origina per trasformazione dellacalcite coesistente. Le telazioni tessituraliindicano, infatti, che la calcite è su~siva

alla dolomite (vedi fig. 2 gl. D'altra parte,la dilferenza tra le composizioni iSOIopichedelle due fasi, sensibile per i valori di 8''0ed estrema (6no a 33 ~d per i D''C, suggerisce meccanismi di fO!mll2.ione differenti peri due carbonati.

Evidenze di una trasformll2.ione aragonite .... dolomite si riscontrano soltanto nellemarne ad aragonite dove le due fasi mostrano valori di composizione isotopica pressocchè equivalenti. Rispetto alle dolomiti associate con aragonite, tutte le altre dolomitidei livelli carbonatici e marnosi sono notevolmente arricchite in 180 e, pertanto, la loroformazione potrebbe essersi realizzata attraverso un mecranismo differente. All'osserva·zione in sezione sottile queste dolomiti appaiono anedrali e a grana molto fine, contessiture simili a quelle descritre più volteper dolomiti di precipitazione diretta (hIEDMAN e SANDERS, 1967; FONTES et al., op.cil.). In deiinitiva, anche se le evidenze tessiturali e le considerazioni sui dati isotopicinon forniscono prove conclusive contro laformazione della suddetta dolomite da uncarbonato precursore, ruuavia esse sembrnnofavorire l'ipotesi di una precipitazione direttao al più di una formazione in diagenesi moltoprecoce.

Un'interpretazione genetica simile può essere proposta per la dolomite delle marneintercalate alle diatomiti che mostra composizione isotopica e caraueristiche tessituralidel tuttO analoghe.

Come già deno, nelle mame stratigraficamente più elevate coesistono tre fasi carbonatiche: aragonite, calcite e dolomite. In realtà,le quantità di calcite e di dolomite sonoestremamente subordinate tranne che nellaparte più alta della sequenza. I valori 8''Odell'aragonite, più bassi di quelli riportati inleueraturn per aragoniti di ambienti iperalini(HATHA""AY e DEGENS, 1968; AHARoN et aL,1977), sono, piuttosto, indicativi di un ambiente moderatamente ristretto. Un tale ambiente doveva essere caratterizzato da unacon~ntrazione di ioni Mg" sufficientementealta da favorire la formazione e la conserva-

zione dell'aragonite. l'aragonite precipitatain queste condizioni presenta, come quellaritrovata nei campioni di Sutera, aspetto micritico e fibroso (FOLK e UND, 197.5). Lapiù estesa dolomitizzazione del campione S38indicherebbe un successivo aumento del rapporto Mg/Ca nelle brine; la sotu'azione diCa, causata dalla precipitazione di CaS9~.

avrebbe promosso la trasformazione di partedell'aragonite in dolomite. A conferma diciò, tra le marne aragonitiche solo il campione S38 contiene piaghe di anidrite ed impronte di cristani di gesso ora riempite dacalcite. Il valore DIlIC = -10,07 7<~, relativo alla miscela aragonite<alcite presente inquesto campione, riflette l'origine della calciteper riduzione batterica del gesso.

Nella tabella l vengono riportate, insiemeai dati isotopici, le concentrazioni di MgCOsnella calcite e di CaCOs nella dolomite.La calcite ha contenuti di MgCOs sempre abbastanza limitati (max. 3 mol%); ladolomite è più ricca di Ca nelle diatomitie nelle marne intercalate, mentre presenta una composizione «stecruometrica» oquasi negli strati carbonatici e mamosi dellaparte superiore della sezione. Un'interpretazione univoca di questi dati appare difficile.In letteratura si legge, infatci, che le dolomiti formate in ambiente evaporitico hannocomposizione steeruometrica e sono ben ordinate (GoLDSMtTH e GRAF, 1958; FUCHTBAUER, 1974; VQN ENGELHAROT, 1977) maviene riportato, anche, che le dolomiti formate in ambienti iperalini sono poco ordinatee ricche in Ca a causa dell'alta velocità dicristallizzazione (FOLK e LAND. 1975). Le dolomiti di diagenesi precoce, secondo FOCHTBAUER e GOLOSMtTH (in LtPPMANN, 1973)sarebbero dolomiti calciche. Inoltre, sembrache la porosità del sedimento controlli, insede di diagenesi precoce, la trasformazioneprotoclolomite - dolomite che avviene piùfacilmente nei sedimenti a più alta permeabilità (FOCHTBAUER, op. cit.). In definitivala composizione della dolomite risulta controllala da molteplici fattori che ne rendonola cinetica di cristallizzazione complessa edarticolata. Nella sequenza di Sutera appare,così, possibile che dolomiti fonnate attraverso meccanismi analoghi abbiano composi.zioni differenti.

Nella fig. 4 vengono visualizzate le variazioni attraverso la successione stracigra6ca


TABELLA 1Dati isotopici e composizione min~ralogica

della compon~nt~ carbonatica dei mat~riali studiati

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del Ol~ nella dolomite e delle percentualidella stessa fase nella frazione carbonatica.Dall'analisi del grafico risulta evidente un'elevata correlazione positiva Ira i due parametri considerati. Quindi, per il significatoattribuito ai valori del Ol~, livelli che presentano chiari indizi di deposizione in acquemarine fortemente concentrate mostrano lapresenza dominante di dolomitej questa,' invece, si riduce notevolmente a vantaggio di

calcite o aragonite in altri livelli riferibili adambienti deposizionali francamente marini omoderatamente ristretti. In altre parole, cisembra di poter interpretare "andamento deiprofili nel senso che condizioni di salinitàanormali favoriscono la formazione della dolomite sia che essa precipiti direttamente siache derivi dalla trasformazione, in diagenesiprecoce, di un carbonato precursore.

1.0 stesso grafico fornisce una rappresen-


I 1 , I Io +2 +4 +6 +8 +10

Fig. 4. ~ Pro61i illustranti le variazioni del8'''0 (O) nella dolomite e delle percentuali dellastessa fase (.) nella fl"ll2ione carbonatics allraverwla sel.ione studiata.

un ambiente ristretto.In de6nitiva, possiamo dire che la mutevo

lezza delle condizioni ambientali di deposizione, che è stata posta in evidenza per leevaporiti «sensu strictu» prima (LoNGINELLI,

1979-1980) e per il Calcare di base poi(CENSI et al., 1980) è una caratteristica riscontrabile anche nei depositi diatomiticimeSSlnl3n1.

Conclusioni

Caratteristiche tessiturali, mineralogia edati isotopici ottenuti dai campioni dellasequenza di Sutera portano alle seguenti considerazioni:

l) Le diatomiti stratigra6camente piùbasse hanno una componente carbonatica prevalentemente calcitica e mostrano chiari indizi di deposizione in condizioni ambientalivariabili da francamente marine a moderatamente ristrette. Gli strati diatomitici più altisono, invece, intensamente dolomitizzati;questa dolomite appare precipitata negli spaziinterstiziali del sedimento, in presenza diacque fortemente concentrate.

2) La dolomite e la calcite coesistenti negli strati carbonatici mostrano marcate differenze nella composizione isoropica. I valori8180 estremamente pO$itivi (fino a +8,89%~)

della dolomite sono indicativi di un ambienteristretto con acque notevolmente evaporate;questa fase, che presenta tessitura micritica,viene interpretata come un precipitato primario o, al più, come un prodotto di diagenesi molto precoce. I valori estremamentenegativi del 813C (6no a -38,40 %~) dellacalcite, a tessitura spatitica, indicano qualemeccanismo di formazione la calcitizzazionedi un solfato, la cui primitiva presenza è,peraltro, documentata da frequenti ritrovamenti di impronte di cristalli di gesso e dallapresenza di pirite.

3) Le marne intercalate lungo tutta lasezione, che contengono una dolomite analoga per tessitura e composizione isotopiea aquella dei livelli carbonatici, sono rHeribiliad un ambiente ristretto.

4) Le marne ad aragonite mostrano indizi di deposizione in acque relativamentenormali. I dati isotopici suggeriscono che ladolomite, in questi campioni, si è formata aspese dell'aragonite coesistente.

20 40 60 80 100% dolomite O

tazione diagrammatica dell'evoluzione ambientale del bacino. La sedimentazione dellediatomiti, in un ambiente variabile da franocamente marino a moderatamente ristretto,viene interrotta a causa di episodiche riduzioni nelle comunicazioni verso il mare aper·ro; questi primi episodi a carattere evaporitico sono contrassegnati dalla deposizione dimarne dolomitiche. La successiva evoluzioneverso un ambiente ristretto è marcata dall'intensa dolomitizzazione delle diatomiti;quindi, le acque marine raggiungono e mantengono per un lungo periodo di tempo concentrazioni sensibilmente elevate, per quantoperiodici apporti di abbondante materiale detritico turbano queste condizioni. Le marnead aragonite segnano il ritorno a condizionirelativamente normali che persistono 6nchènon si registra una nuova evoluzione verso


Da queste considerazioni emerge un'ampiavariabilità dell'ambiente di deposizione dellasequenza di Sutera. Viene evidenziato, inoltre, che la presenza di dolomite è dominantein quei livelli che, con ogni evidenza, si sanodepositati in acque marine fortemente concentrate e diminuisce notevolmente, a vantaggio di calcite o aragonite, nei livelli rife-

ribili ad ambienti deposizionali francamentemarmi o moderatamente ristretti.

Ringraziamen/i. - Desideriamo ringraziare l'ing.A. DECIM... per le utili indiC1lzioni concernenti illavoro di ellmpagna, il prof. A. Ù)NGINELLI per al·cuni suggerimenti nel corso della ricerca, il prof.M. LEONE e i! prof. M. C... R"'PEZZ... per aver letto,critiC1lmente, il nostro mllnoscriuo.

BIBLIOGRAFIA

AHMlON P., KOLODNY Y., S...ss E. (1977) - Recenlbol brine d%mi/iution in /be «Solar Lake".,CuI/ o/ Ela/, isotopic, ebemical and mineralogieaJstudy. ]oum. Geol., 8.5, 2748.

BECKEk R.H., CUYTON NN. (1972) - Carbon isotopic evidence /or tbe origin of a banded ironforma/ion in Wes/ern Aurtralia. Geochim. Cosmochimo Acta, 36, .577·.5%.

BELUNCA A., CALDERONE S., NERI R. (1982) - Isotopic, mineralogical and /ex/ural s/udy o/ diatomaceous sedimenH o//he Lower Messinian (Tripoli Forma/ion) /rom centrai Sicily. Miner. Pe·trogr. Acta, 26, }·14.

CI::NSI P., H"'USER S., LoNGINELLI A., VIZZINI P.(l980) - Composizione isotopica e paragenesi mineralogica di alcune serie di campioni di calcaredi bare (Meuiniano) della Sicilia centrale. Rend.Soc. haI. Miner. Petrol., 36, 619·637.

DESS"'U G., ]ENSEN M.L., N"'KAI N. (1962) - Ceology and isotopic studies o/ Sicilian sul/ur deposi/s. &on. Geol., .57, 410-438.

DROOGER C.W. (1973) - The /erm Messinian: generaI framework o/ /be colloquium. In: Messi·nian events in the Mediterranean (Ed.C.W. DROOGI::R), Nonh-Holland Pubi. Comp"Amslerdam, 7·9.

ENGELH"'1WT W. VON (1977) _ The origin o/ redimenH and sedimentary rocks. In: SedimenlaryPetroloEY - Part, III. Schweizerbart, Stuttgart,3.59 pp..

EpSTEIN S., GR"'F D.L., DEGENS E.T. (1964)Oxygen is%pe studies on the origin o/ dolomites.In: Isotopic and Cormic Chemistry (Ed. H. CRAIG,S.L. MILLER e G.T. WASSENBURG), NOrlh·Holland PubI. Comp., Amsterdam, 169·190.

FOLK R.L., L"'ND L.S. (1975) _ Mg/Ca ratio andsalinity: two con/rols over crystallization o/ dolomite. Amer. Ass, Petra!. Geol. BuI!., 59, 6O-M.

FONTES l-CH.. LETOLLE R., NESTEROFF W.D.,RY"'N W.B.F. (1972) - Oxygen, carbon, sul/ur,and bydrogen stable isotopes in carbonate andsul/alt mineraI pbases o/ Neogene evapori/es,sediments, and in interstitial wa/er. Initial ReportsDSDP, O, 788·796.

FRtEDMAN G.M. (19.59) _ Identification o/ carbonate minerals by s/aining metbads. ]our. Sed.Petral., 29. 87-97.

FRiEI)MAN G.M., S"'NDERS lE. (1967) - Origin andoccurrence of dolos/ones. In; DevelopmenHin Sedimentolo8J 9A. Carbonate rocks (Ed.G.V. CHILING"'R, H.]. BISSEL, R.W. F"'IRBRIDGE).Elsevier PubI. Comp., Amsterdam, 267·348.

FOCHTBAUER H. (1974) - Sediment and sedimentary

rocks l. In: Sedimentary Petrology . Part II.Schweiurbart, Stut!gart, 464 pp.

GoLDSMITH ).R., GRAF D.L. (l958) - Struc/uraland compositional variations in some naturaldolomi/er. ]ouro. Geo!., 66, 678-692.

GRiFFIN G.M. (1971) - Interpretation o/ X-raydiffraction da/a. In: R.E. CUVER (Edilor), Procedurcs in Scdirncntary Petrology, Wiley-Intersdence, New York, .541·.570.

H"'TH"'w",y ].C., DEGENS E.T. (1%8) - Methane·derived marine carbonates of Pleistocene age.Science, 165, 690-692.

KELTS K., McKENZIE ].A. (1982) - Diageneticdolomite /ormation in Quaternary anoxic diatomaceous muds o/ Deep Sea Drilling ProiutLeg 64, Cui/ o/ California. Inilial Reports ofDSDP 64, 5.53·.569.

LIPPM...NN F. (1973) - Sedimentary carbonate minerals. Springcr.Verlag, Berlin, 228 pp.•

LoNGINELLI A. (1979·1980) . lsotope geocbemistry01 some Messinian evaporites: Paleoenvironmental implica/ions. Paleogeog. Paleoclim. Paieoec.,29, 9.5-123.

McKENZIE ).A., )ENKYS H.C., BENNET G.G. (1979·1980) . S/able isotope study o/ the cyclic dia/omite-elaystones from tbe Tripoli Formation, Sicily: a prelude /0 the Meninian salinity crisis.Paleogeog. Paleoclim. Paleoec., 29, 125·141.

Qc:NIBEN L. (19.57) . Petrografia della serie solfilerasiciliana e considerazioni geologiche relative. Mem.Descr. Grla Geo!. !tal., 33, 234 pp..

PARRY W.T., REEVES C.C., LEACH ].W. (1970) Oxygen and carbon is%pie composi/ion o/ WestTexas lake carbonat~s. Geochim. Cosmochirn.Acta, 34, 825-830.

PISCtOTTO K.A., M...HONEY J.J. (1981) • Isotopicrurlley o/ diagenetic carbonates, Deep Sea Drilling Pro;eet Leg 63. Inilial Reports of DSDP,63, 595-609.

ROYSE C.F., W... DELL ].S., PETERSEN L.E. (1971) X·ray determina/ion o/ calcite·dolomite: an evalua/ion. ]ouro. Sed. Petro!., 41, 483·488.

S... SS E., KOLODNY Y. (1972) - Stable isotopes,chemistry and pe/rology o/ carbonate concretions(Misbash Forma/ion l, !srael. Chem. Geo!., lO,261·286.

STUR... NI c., SAMPÒ M. (1973) - Il Messiniano in·/eriore in /acies dia/omilica nel bacino Itrziariopiemontese. Mem. Soc. Geo!. ha!., 12, 33.5-3.57.

TUREKUN K.K., ARMSTRONG R.L. (1%0) - Magnesium, s/rontium, and barium concen/rationsand calcite-aragonite ra/ios o/ some recent molluscan shells. ]oum. Mar. Res., 18, 133·1.51.

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