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Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96

RIASSUNTO - La successione calcareo-marnosa e calcarea d’età Aquitaniano-Serravalliano che affiora suiMonti Prenestini (Italia centrale) è riferibile alla Formazione di Guadagnolo che, nell’area considerata, presentaspessori variabili da 30 fino a 600 metri. Sulla sua porzione mediana (Aquitaniano superiore-Burdigaliano), è statacondotta una dettagliata analisi di facies e stratigrafico-sequenziale e sono stati inoltre utilizzati 48 campioni per lamisura delle variazioni del rapporto isotopico 87Sr/86Sr. Queste misure hanno consentito una più precisa definizio-ne cronostratigrafica dell’intera successione sedimentaria e allo stesso tempo hanno permesso di definire l’età delleprincipali superfici di discontinuità che sono state individuate al suo interno.

La successione esaminata è caratterizzata da una ripetizione ciclica di unità deposizionali shallowing e coarse-ning-upward che danno luogo a corpi sedimentari di spessore da metrico a decametrico estesi lateralmente anchediversi chilometri. Queste unità sono costituite da un numero limitato di litofacies rappresentate da marne e marnecalcaree spongolitiche, calcari marnosi finemente detritici e calcari bioclastici. Ogni litofacies è, a sua volta, costi-tuita da un numero più o meno limitato di microfacies. I principali componenti, rappresentati da foraminiferi planc-tonici e bentonici, spicole di spugna, macroforaminiferi, frammenti di molluschi, echinidi, briozoi e alghe rosse,possono essere riferiti ad associazioni di tipo foramol o, più in particolare, ad associazioni di tipo molechfor, bryo-mol e rodalgale. Questi caratteri consentono di ipotizzare per questi depositi una sedimentazione su una rampa car-bonatica, sviluppatasi nell’avampaese appenninico, dove gli effetti combinati della subsidenza tettonica e dellevariazioni eustatiche del livello marino hanno dato luogo ad una successione al cui interno è possibile riconoscereuna gerarchia di sequenze deposizionali di terzo e quarto ordine. Le quattro sequenze di terzo ordine riconosciute,sviluppate tra 21 e 16,4 Ma, sono state denominate Guadagnolo 1, 2, 3, 4.

Le variazioni glacio-eustatiche del livello marino possono essere considerate il principale meccanismo per la for-mazione dei limiti delle sequenze deposizionali di terzo e quarto ordine, sebbene in questa successione la compo-nente tettonica della subsidenza sembra essere stata un fattore determinante per la creazione dello spazio disponi-bile per la sedimentazione. Infatti il tasso di subsidenza risulta circa sette volte superiore a quello complessivo dellarisalita eustatica del livello marino durante l’intervallo temporale considerato. L’importante contributo tettonico allasubsidenza, riteniamo, dovrebbe trovare una logica spiegazione nel generale meccanismo di flessurazione dell’a-vampaese, connesso all’impilamento ed alla propagazione verso est dei thrust appenninici. Tale meccanismo sareb-be anche responsabile di una discreta attività tettonica sin-sedimentaria che, attraverso movimenti differenziali diblocchi (svincolati eventualmente anche lungo discontinuità preesistenti), avrebbe prodotto ondulazioni della super-ficie deposizionale della rampa e, localmente, condizionato la geometria dei corpi sedimentari. Questi movimentiavrebbero inoltre prodotto locali variazioni relative del livello marino, responsabili della formazione di alcunesequenze deposizionali ad alta frequenza sviluppate al di fuori dei trend eustatici riconosciuti.

PAROLE CHIAVE: Analisi di facies, rampe carbonatiche, stratigrafia sequenziale, isotopi dello stronzio, Miocene inferiore, MontiPrenestini, Italia Centrale.

ABSTRACT - This paper presents the results of a detailed facies and sequence-stratigraphic analysis, carriedout on the middle part of the Guadagnolo Formation (Aquitanian-Serravallian) cropping out in the PrenestiniMountains (Central Italy).

In the studied area the Guadagnolo Formation has a total thickness ranging from 30 m up to 600. It is subdi-vided into three portions: the basal part, Aquitanian in age, consists of about 100 m of cherty marls and marlylimestones with resedimented calcarenites rich in larger foraminifera. The middle part, about 600 m-thick, span-ning from late Aquitanian to late Burdigalian, is made of marls, marly limestones and limestones. The upper part(about 50 m-thick), is Langhian-Serravallian in age and it is mostly represented by bioclastic calcarenites.

The middle portion, our paper is focused on, ranges in age from 21 to 16.4 My. Twelve stratigraphic-sedimen-tological sections were measured, for a total thickness of more than 3000 m, and about 700 samples were utilisedfor the microfacies analysis. A chronostratigraphic approach based on strontium isotopes (87Sr/86Sr ratio)allowed to get a chronostratigraphic definition of the whole examined sedimentary succession and unconformitiesand transgressive surfaces.

LA SEDIMENTAZIONE DI RAMPA CARBONATICA DEI MONTI PRENESTINI(MIOCENE INFERIORE, APPENNINO CENTRALE):

SEDIMENTOLOGIA, STRATIGRAFIA SEQUENZIALE E STRATIGRAFIADEGLI ISOTOPI DELLO STRONZIO

Mario Barbieri*°, Francesca Castorina*°, Giacomo Civitelli*°, Laura Corda*,Sergio Madonna**, Goffredo Mariotti*°, Salvatore Milli*°

(*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Roma “La Sapienza”, Piazzale Aldo Moro 5 - 00185 Roma° CNR, Istituto di Geologia Ambientale e Geoingegneria, Sezione di Roma “La Sapienza”

(**) Dipartimento di Geologia e Ingegneria Meccanica, Naturalistica e Idraulica per il Territorio,Università degli Studi della Tuscia, Via S. Camillo de Lellis - 01100 Viterbo

*° e-mail: [email protected]

The analysed succession consists of a monotonous repetition of metric and decametric thick and laterally exten-sive shallowing-coarsening upward depositional units interpreted as parasequences. They are characterised by alimited number of lithofacies: spiculitic marls and calcareous marls, fine grained bioclastic marly limestones andbioclastic limestones each of them consisting of different microfacies. The marly lithofacies do not show evidentsedimentary structures, probably because of the intense bioturbation, whereas the calcareous lithofacies displayparallel or gently undulated bedding planes, locally showing foreset laminae with sigmoidal geometry; these lastare commonly amalgamated but, locally, may be separated by mud layers.

The main skeletal components are: planktonic foraminifera and silica sponge spicules (particularly abundantin the marly lithofacies) and fragments of echinoids, bryozoans, red algae, molluscs, barnacles and benthic andplanktonic foraminifera. This biota assemblage may be referred to a foramol-type association and particularly toa molechfor, bryomol and, subordinately, rhodalgal association. Basing on litho-microfacies and biota compo-nents, the examinated succession is interpreted to be deposited on the outer sector of a carbonate ramp develop-ing on the Apenninic foreland.

Both tectonic subsidence and sea-level changes controlled the cyclical stacking pattern of depositionalsequences. In particular, during the time interval spanning from 21 Ma to 16.4 My, four 3rd order compositesequences (Guadagnolo 1, 2, 3, 4) have been recognised, consisting of several fourth-order sequences whosestacking pattern define transgressive and highstand systems tracts. The entire succession displays a clear wedge-shaped geometry towards SSE inside which every third-order sequence shows a pinch-out configuration. The four3rd order sequences as a whole represent a complete transgressive-regressive cycle developed from lateAquitanian to late Burdigalian; during this time interval the ramp depositional system experienced aggradationand backstepping, between 21 and 18.0 My, and aggradation and forestepping between 18.0 and 16.4 My.

The architecture and geometry of the studied succession, its internal stratigraphic organisation and its variablecarbonate/clay ratio are controlled by the relationships among eustasy, tectonic subsidence, carbonate produc-tion/supply and argillaceous input. Relative sea-level changes were mostly responsible for the third-and fourth-order sequence boundaries formation, nevertheless tectonic subsidence seems to have played an important role incontrolling the accommodation space and the ramp depositional profile. Syn-sedimentary tectonic activity alsoconditioned the architecture and the geometry of some sedimentary bodies as well as the development of the tec-tonically-controlled high-frequency sequences.

KEY WORDS: Facies analysis, carbonate ramp, sequence stratigraphy, 87Sr/86Sr isotopes, Early Miocene, PrenestiniMountains, Central Italy.

BARBIERI et al.80 Geologica Romana 37 (2003-2004), 79-96

INTRODUZIONE

Negli ultimi anni diversi Autori, hanno revisionato icaratteri generali dei sistemi deposizionali di rampa car-bonatica (Read, 1985; Tucker & Wright, 1990; Burchette& Wright,1992; Wright & Burchette, 1996; Pomar, 2001a,b; Pomar et al. 2002). In particolare Burchette &Wright (1992) hanno proposto una classificazione basatasia sul fattore idrodinamico dominante (rampe dominatedall’azione delle onde, delle tempeste, delle maree), siasulla suddivisione del profilo deposizionale in relazionealla profondità del livello di base delle onde normali e ditempesta, ricalcando così la classificazione utilizzata perle piattaforme silicoclastiche; gli stessi Autori hannoinoltre sottolineato che la maggior parte dei depositi car-bonatici di rampa, descritti in letteratura, sono sostanzial-mente del tipo wave-dominated, mentre sono rari quellidescritti come dominati dall’azione delle maree. Piùrecentemente Pomar (2001 a, b) e Pomar et al. (2002)hanno proposto un approccio genetico all’analisi dellepiattaforme carbonatiche, considerando la variabilità deiprofili deposizionali come una funzione del tipo e dellaquantità di sedimento prodotto, del luogo di produzione,del regime idraulico e del tipo di organismi produttori disedimento; questi ultimi, a loro volta, sono fortementeinfluenzati da condizioni ambientali come temperatura,nutrienti, salinità etc. (Lees, 1975, Lees & Buller, 1972;Halloch & Schlager, 1986; Pomar, 2001b).

In questo lavoro vengono presentati i risultati di unostudio eseguito sulla porzione calcareo-marnosa, di età

Aquitaniano superiore-Burdigaliano, della Formazionedi Guadagnolo, affiorante sui Monti Prenestini(Appennino centrale). Questi sedimenti, già precedente-mente interpretati da altri Autori come deposti su unarampa carbonatica (vedi Accordi & Carbone, 1988;Civitelli et al., 1986a, b) sono stati riesaminati al fine dimeglio definire: a) la tipologia dei granuli carbonaticipresenti e la loro origine; b) il contesto idrodinamicoresponsabile del loro accumulo; c) la distribuzione dellelitofacies e la loro organizzazione latero-verticale; d) ilcontrollo esercitato dalle variazioni relative del livellomarino sull’organizzazione stratigrafica di tale succes-sione (ciclicità e tendenza evolutiva); e) i rapporti tra tet-tonica e sedimentazione, considerato il generale contestopaleotettonico di questo settore dell’Appennino centraledurante il Miocene inferiore.

Lo studio che è stato condotto ha consentito di suddi-videre la successione in sequenze deposizionali di diffe-rente ordine gerarchico, la cui età è stata stimata sullabase delle indicazioni provenienti dalla misura del rap-porto isotopico 87Sr/86Sr. Nel nostro caso infatti, l’utiliz-zo di questa metodologia di datazione è stato particolar-mente importante in quanto la mancanza di dati biostra-tigrafici non consentiva una più precisa collocazionecronostratigrafica della successione esaminata. I positivirisultati ottenuti hanno confermato l’affidabilità delmetodo e, allo stesso tempo, hanno contribuito a megliodefinire il range temporale entro il quale tale successio-ne si è andata sviluppando.

INQUADRAMENTOGEOLOGICO-STRATIGRAFICO

I Monti Prenestini (Appennino centrale) (Fig. 1) costi-tuiscono i primi rilievi che si incontrano procedendo daRoma verso ESE. Essi formano una dorsale allungata indirezione NNO-SSE costituita da una anticlinale asim-metrica, vergente verso est, con il fianco orientale moltoverticalizzato. Minori sovrascorrimenti e faglie inversenel settore occidentale e la suddivisione in piccoli bloc-chi, legati a numerose faglie di limitata entità soprattuttonel settore meridionale, complicano la struttura, ma l’ele-mento primario è in ogni caso ben seguibile per oltre unadecina di chilometri. Regionalmente questa struttura faparte della più bassa, geometricamente parlando, dellefalde Sabine che, verso est, si sovrappongono alle unitàsimbruine della Piattaforma Carbonatica Laziale-Abruzzese (PLA) tramite la “Linea Olevano-Antrodoco”,interpretata come un sovrascorrimento fuori sequenza delPliocene inferiore (Cosentino & Parotto, 1991; Cipollari& Cosentino, 1991). Nel corso del Miocene, il settoreSabino ha subito le deformazioni connesse al suo coin-volgimento progressivo nel sistema catena-avanfossa-avampaese, in continuo spostamento verso est (Patacca etal., 1991, Cipollari & Cosentino, 1995).

I terreni affioranti sui Monti Prenestini sono statideposti tra il Cretacico ed il Miocene e per la massimaparte sono riferibili alla porzione superiore della succes-sione pelagica del Bacino Sabino, il quale costituisce il

settore di transizione tra i più interni bacini pelagiciToscano e Umbro-Marchigiano, verso ovest e nord oveste l’adiacente PLA verso est. Questi terreni (Fig. 2) sonorappresentati, dal basso, da calcari e calcari marnosi conselce, con frequenti intercalazioni di depositi clastici cal-carei (essenzialmente conglomerati e calcareniti) messiin posto attraverso flussi gravitativi (Scaglia cretacico-paleogenica) e da terreni marnoso-calcarei e calcarei delMiocene, noti in letteratura come Formazione diGuadagnolo. I termini più alti della successione, cheaffiorano discontinuamente alla base del versante orien-tale dei Prenestini, sono rappresentati dalla Formazionedelle Marne a Orbulina e dalle sovrastanti torbiditi sili-coclastiche riferibili al Tortoniano superiore (Cipollari &Cosentino, 1991).

Solo nella porzione più meridionale dei MontiPrenestini affiorano anche calcari neritici Albiano-Senoniani con facies sia lagunari, soprattutto nella partebassa, sia di margine con relative fasce di avanscoglierae retroscogliera (Carbone et al., 1971; Praturlon & Sirna,1976). Si tratta di diversi e limitati affioramenti che testi-moniano l’esistenza di una paleogeografia piuttosto arti-colata, tra il Senoniano ed il Miocene medio, della PLA;tale disarticolazione si sarebbe prodotta a seguito diun’attività tettonica sviluppatasi a partire dal Cretacicosuperiore.

I rapporti tra questi ultimi affioramenti e quelli coevidella Piattaforma Carbonatica Laziale-Abruzzese non

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Fig. 1 - Carta geologica schematica dei Monti Prenestini e dei Monti Ruffi (modificata da Cipollari & Cosentino, 1991). 1: depositi alluvionali e col-luviali; 2: depositi marini, continentali e vulcanici (Plio-Pleistocene); 3a: Formazione Frosinone (Miocene superiore); 3b: Marne a Orbulina(Miocene medio-superiore); 4: Formazione di Guadagnolo (Miocene inferiore-medio); 5: successione pelagica Sabina (Triassico superiore-Mioceneinferiore); 6: successione della piattaforma carbonatica Laziale-Abruzzese (Triassico superiore-Miocene superiore); 7: faglie inverse e accavallamen-ti; 8: faglie dirette; 9: faglie indeterminate; 10: ubicazione delle sezioni misurate. – Schematic geologic map of the Prenestini-Ruffi Mountains (modified from Cipollari & Cosentino, 1991). 1: alluvial, colluvial deposits; 2: volcanic,marine and continental deposits (Plio-Pleistocene); 3a: Frosinone Formation (Late Miocene); 3b: Orbulina marls (Middle-Late Miocene); 4:Guadagnolo Formation (Early-Middle Miocene); 5: Sabine succession (Late Triassic-Early Miocene); 6: Latium-Abruzzi carbonate platform suc-cession (Late Triassic-Late Miocene); 7: reverse fault and thrust fault; 8: normal fault; 9: undetermined fault; 10: location of measured sections.

sono chiari poiché, verso est, sono nascosti dalle torbidi-ti del Tortoniano superiore che affiorano nelle depressio-ni che separano i Monti Prenestini dai Monti Simbruini edalla presenza del sovrascorrimento regionale Olevano-Antrodoco (Cipollari et al., 1993; Corrado, 1995); versosud e sud est invece, gli affioramenti scompaiono brusca-mente al di sotto delle torbiditi del Tortoniano superioredella Valle Latina e dei prodotti vulcanici pleistocenicidel distretto albano.

Nel settore prenestino meridionale, quindi, la succes-sione è ben diversa da quella affiorante nel resto delrilievo prenestino, ed è caratterizzata dall’appoggioinconforme dei termini miocenici sui calcari neritici cre-tacici, tramite l’interposizione di successioni condensatee lacunose (potenti da qualche decimetro a pochissimimetri e riferibili al Senoniano-Paleogene) di calcari mar-nosi e marne con foraminiferi planctonici (localmentecon l’interposizione di livelli ruditici risedimentati) chea volte costituiscono il riempimento di filoni nettuniani.Da quanto detto, risulta evidente come lungo la strutturaprenestina sia possibile riconoscere una serie di contestipaleogeografici che hanno condizionato una diversa

evoluzione sedimentaria nei vari settori. La successionepelagica cretacico-paleogenica e di rampa carbonaticadel Miocene inferiore e medio, ben sviluppata a nordovest (con spessori di alcune centinaia di metri), si ridu-ce, divenendo anche lacunosa, verso sud est, ove poggiasu un frammento della PLA costituente un rilievo avan-zato e probabilmente isolato (Damiani et al., 1991),rispetto al resto della piattaforma stessa.

Qui di seguito vengono indicati i principali caratteriche, secondo noi, contraddistinguono l’intera Formazio-ne di Guadagnolo, alla quale attribuiamo tutti i depositivariamente citati in letteratura, come ad esempio flyschsabino, marne spongolitiche, calcareniti a punti rossi,marne con brecciole ecc.. In accordo con Civitelli et al.(1986a) come base della formazione, consideriamo lemarne grigie con intercalazioni di calcareniti a Miogyp-sina e Lepidocyclina, che poggiano in continuità sullaScaglia paleogenica con intercalazioni carbonato-clasti-che; il tetto è rappresentato da un hardground su cuigiacciono le Marne a Orbulina di età tardo Serraval-liano-Tortoniano secondo Pampaloni et al. (1994) eTortoniano superiore p.p. secondo Cosentino et al.(1997). L’età dovrebbe quindi essere compresa tral’Aquitaniano ed, almeno, il Serravalliano, non essendoancora univocamente definita l’età delle calcareniti ditetto della formazione e la durata dello hiatus preceden-te la sedimentazione delle Marne a Orbulina.

Civitelli et al. (1986a, b) hanno descritto le varie lito-facies, i relativi meccanismi deposizionali, l’evoluzionesedimentaria e le correlazioni regionali della Formazio-ne di Guadagnolo. Accordi & Carbone (1988) e piùrecentemente Madonna (1995) e Civitelli et al. (1996a,b) collocano i suoi depositi in un ambiente di rampa car-bonatica; gli ultimi Autori evidenziano, tra l’altro, unpossibile controllo tidale sulla deposizione di questisedimenti e un’organizzazione stratigrafica fortementecontrollata da variazioni relative del livello marino adelevata frequenza.

Più in dettaglio e facendo riferimento al settore dove siha uno spessore maggiore, la Formazione di Guadagnaloè suddivisibile, dal basso verso l’alto, in tre porzioni prin-cipali (Fig. 2), ben riconoscibili anche sul terreno. Laporzione basale, d’età Aquitaniano inferiore, potente piùdi 100 m, è costituita da marne grigie con lenti di selcenera e intercalazioni di calcareniti a Miogypsina e Lepi-docyclina; queste ultime, che costituiscono localmentebanchi amalgamati anche di diversi metri di spessore,mostrano indizi di risedimentazione legata a processigravitativi. Al di sopra segue una porzione, potente anche600 m, che ha un’età compresa tra l’Aquitaniano superio-re e il Burdigaliano ed è caratterizzata dall’alternanza dimarne, marne calcaree, calcari marnosi e calcari; la fre-quenza e l’importanza delle litofacies più calcareeaumenta generalmente verso l’alto, tanto che questa por-zione potrebbe tentativamente essere divisa in un inter-vallo inferiore, più marnoso-calcareo, ed uno superiorepiù calcareo-marnoso. Le marne sono spesso caratteriz-zate da intensa bioturbazione e dall’abbondante presenzadi spicole di spugne silicee, oltre che di piccoli foramini-


Fig. 2 - Colonna stra-tigrafica schematicadella successionesedimentaria affio-rante nell’area esa-minata. Legenda: 1:calcari bioclastici edorganogeni dellaPiattaforma Laziale-Abruzzese (Albiano-Senoniano); 2: calca-ri e calcari marnosicon selce con fre-quenti intercalazionidi calciruditi e calca-reniti e con macro-foraminiferi (Scagliacretacico-paleogeni-ca); 3: marne grigiecon lenti di selce eintercalazioni di cal-careniti con macro-foraminiferi (Aquita-niano inf.); 4: Alter-nanza di marne,marne calcaree, cal-cari marnosi e calca-ri (Aquitaniano-Bur-digaliano); 5: calcari bioclastici (“calcareniti di tetto”) in strati e ban-chi amalgamati (Langhiano-Serravalliano). I litotipi 3, 4, 5 corrispon-dono alle tre principali porzioni in cui è stata suddivisa la Formazionedi Guadagnolo; 6: marne e marne argillose con Orbulina (“Marne aOrbulina”) (Serravalliano-Tortoniano p.p.); 7: arenarie torbiditichedella “Formazione di Frosinone” (Tortoniano sup.).– Schematic stratigraphic section of the studied area. Legend: 1:Lazio-Abruzzi platform limestones (Albian-Senonian); 2: cherty lime-stones and marly limestones with resedimented calcirudites and cal-carenites with larger foraminifera (Scaglia, Cretaceous-Paleogene);3: gray marls with chert and interbedded calcarenites with largerforaminifera (Lower Aquitanian); 4: alternating marls, calcareousmarls, marly limestones and limestones (Aquitanian-Burdigalian); 5:amalgamated bioclastic limestones (“calcareniti di tetto”) (Langhian-Serravallian). The lithotypes 3, 4, 5 constitute the three main portionsof the Guadagnolo Formation in the studied area; 6: marls and clayeymarls (“Marne a Orbulina Formation”) (Serravallian-Tortonianp.p.); 7: turbiditic sandstones (“Frosinone Formation”) (UpperTortonian).

feri planctonici e radiolari; i calcari marnosi e i calcaricontengono essenzialmente frammenti di echinidi, brio-zoi, alghe rosse, foraminiferi bentonici e planctonici. Laporzione più alta della Formazione di Guadagnolo (cal-careniti di tetto), potente circa 50 m, di età Langhiano-Serravalliano, è costituita da calcari bioclastici in strati ebanchi amalgamati, contenenti gli stessi componentischeletrici.

Eteropica della Formazione di Guadagnolo, più ad est,sulla PLA, al di sopra di vari termini cretacici, poggia laFormazione dei Calcari a Briozoi e Litotamni. Questicalcari, che hanno un’età compresa tra l’Aquitanianosuperiore e il Serravalliano-Tortoniano, vengono riferitianch’essi allo stesso sistema deposizionale di rampa car-bonatica (Brandano & Corda, 2002).

METODI E ANALISI

L’indagine sulla porzione media della Formazione diGuadagnolo, affiorante tra Rocca di Cave e Ciciliano, èstata condotta attraverso l’analisi e la correlazione di 12sezioni stratigrafico-sedimentologiche per uno spessorecomplessivo di circa 3000 metri. Le stesse sezioni sonostate utilizzate per costruire un pannello di correlazione(vedi Tavola 1, fuori testo), dal quale appare evidente,sia l’organizzazione stratigrafica delle sequenze deposi-zionali di differente ordine gerarchico riconosciute, siala loro architettura deposizionale.

Per la costruzione del pannello di correlazione sonostati utilizzati, come datum di riferimento, i limiti dellestesse sequenze deposizionali che rappresentano superfi-ci di significato cronostratigrafico. L’orizzontalizzazionedelle superfici di tetto di ogni sequenza, è stata realizza-ta, progressivamente, a partire da quelle più antiche finoalla più recente (ultimo datum di riferimento), tramite larimozione, in ogni sezione misurata, dei depositi piùrecenti rispetto al datum considerato. Tale procedimentoha permesso di evidenziare le relazioni latero-verticali trale diverse litofacies all’interno dei corpi carbonatici evi-denziandone, allo stesso tempo, le geometrie e l’estensio-ne laterale.

Lungo le sezioni misurate sono stati analizzati circa700 campioni che hanno permesso di meglio definire icaratteri tessiturali e composizionali delle litofacies rico-nosciute e di distinguere 7 principali microfacies; questielementi sono stati fondamentali per poter ricostruire unpossibile modello deposizionale. Infine, 48 campionisono stati utilizzati per la misura del rapporto isotopicodello stronzio (Tab. 1) che ha consentito di valutare l’etàdei depositi esaminati. In quest’ultimo tipo di indagine lemisure del rapporto 87Sr/86Sr sono state eseguite, preva-lentemente, sulla frazione carbonatica totale del campio-ne e, in qualche caso, quando disponibili, anche su sin-goli fossili (echinidi e frammenti di bivalvi). A questoproposito va osservato che non è stata rilevata alcunasignificativa differenza d’età tra la misura fatta sulla fra-zione carbonatica totale del campione e quella sul fossi-le contenuto al suo interno, confermando l’affidabilitàdel metodo utilizzato.

In particolare, per l’analisi sono stati utilizzati 10-30mg di campione fresco che sono stati trattati con ultra-suoni e lavati con acqua bidistillata. La frazione carbo-natica è stata portata in soluzione sciolta con HCl 2.5Nultrapuro, centrifugata e lo Sr è stato separato dallamatrice mediante cromatografia a scambio ionico con


Tab. 1 - Rapporti isotopici dello stronzio misurati su campioni prele-vati lungo le sezioni stratigrafico-sedimentologiche. Le età sono statecalcolate sulla base dell’equazione di Hodell et al. (1991).– 87Sr/86Sr ratios measured on samples collected along the strati-graphic-sedimentological sections. Ages have been calculated by usingthe regression equation reported in Hodell et al. (1991).

Sezioni Sigla dei campioni e Rapporto Età

loro riferimento nel 87Sr/86S (Hodell et al,

pannello di correlazione 1991)

RC 3 c 0.708465 ± 32 20.35 ± 0.531-3 RC 2 b 0.708394 ± 23 21.52 ± 0.38

RC 1 a 0.708370 ± 40 21.92 ± 0.664 CP1 a 0.708637 ± 20 17.50 ± 0.33

CC 3 c 0.708680 ± 23 16.79 ± 0.385 CC 2 b 0.708649 ± 90 17.30 ± 1.49

CC 1 a 0.708646 ± 16 17.35 ± 0.266 MVA 1 a 0.708667 ± 19 17.01 ± 0.31

MM 4 d 0.708655 ± 70 17.20 ± 1.167 MM 3 c 0.708685 ± 44 16.71 ± 0.73

MM 2 b 0.708656 ± 28 17.18 ± 0.46MM 1 a 0.708560 ± 10 18,78 ± 0.15CCA 4 d 0.708706 ± 15 16.37 ± 0.24

8 CCA 3 c 0.708530 ± 20 19.27 ± 0.33CCA 2 b 0.708533 ± 20 19.22 ± 0.33CCA 1 a 0.708462 ± 30 20.40 ± 0.49RP 5 e 0.708783 ± 32 13.28 ± 1.36RP 4 d 0.708800 ± 20 12.56 ± 0.85

9 RP 3 c 0.708704 ± 22 16.40 ± 0.40RP 2 b 0.708701 ± 24 16.44 ± 0.40RP 1 a 0.708718 ± 20 16.16 ± 0.33MCM 21 z 0.708721 ± 15 15.91 ± 0.64MCM 20 v 0.708729 ± 15 15.98 ± 0.25MCM 19 u 0.708693 ± 15 16.58 ± 0.25MCM 18 t 0.708688 ± 31 16.66 ± 0.51MCM 17 s 0.708603 ± 12 18.07 ± 0.20MCM 16 r 0.708550 ± 15 18.94 ± 0.25MCM 15 q 0.708584 ± 19 18.38 ± 0.31MCM 14 p 0.708590 ± 20 18.28 ± 0.33MCM 13 o 0.708557 ± 15 18.83 ± 0.25MCM 12 n 0.708434 ± 29 20.86 ± 0.48MCM 11 m 0.708561 ± 15 18.76 ± 0.25

10 MCM 10 l 0.708560 ± 10 18.78 ± 0.16MCM 9 i 0.708540 ± 11 19.11 ± 0.18MCM 8 h 0.708470 ± 23 20.26 ± 0.38MCM 7 g 0.708471 ± 15 20.25 ± 0.25MCM 6 f 0.708462 ± 14 20.40 ± 0.23MCM 5 e 0.708513 ± 13 19.55 ± 0.21MCM 4 d 0.708421 ± 18 21.01 ± 0.43MCM 3 c 0.708467 ± 16 20.31 ± 0.26MCM 2 b 0.708453 ± 25 20.54 ± 0.41MCM 1 a 0.708301 ± 21 23.06 ± 0.35

11 MV 1 a 0.708460 ± 21 20.42 ± 0.21SSR 5 e 0.708659 ± 24 17.14 ± 0.39SSR 4 d 0.708657 ± 13 17.17 ± 0.21

12 SSR 3 c 0.708573 ± 19 18.56 ± 0.31SSR 2 b 0.708589 ± 41 18.29 ± 0.68SSR 1 a 0.708363 ± 18 22.02 ± 0.30

resina tipo Bio-Rad AG50-X8; successivamente la fra-zione contenente Sr è stata fatta evaporare e trattata conHNO. I rapporti 87Sr/86Sr di ogni campione sono statimisurati con uno spettrometro di massa Finnigan MAT262 RPQ in modo statico, presso l’Istituto di GeologiaAmbientale e Geoingegneria del CNR-Roma e norma-lizzati al rapporto 86Sr/88Sr = 0,1194. La precisioneinterna (“within-run” precision) di ogni singola misuraè espressa come 2 standard errore della media (2 s.e.) edè stata ottenuta collezionando più di 200 rapporti isoto-pici, mantenendo un segnale stabile superiore a 2,5 V.Nel periodo in cui sono stati analizzati i campioni, lostandard dello stronzio SRM 987 ha fornito un valore di0,71023 +/- 10 con errore espresso come 2-sigma. L’etàdi questi campioni è stata calcolata utilizzando le equa-zioni di Hodell et al. (1991).

L’età delle sequenze di terzo ordine è stata ottenutatenendo conto delle età dei campioni immediatamentesoprastanti o sottostanti ai limiti delle sequenze stesse;questi stessi dati hanno consentito, inoltre, di stimarel’ordine della ciclicità delle diverse sequenze deposizio-nali riconosciute. Lo schema cronostratigrafico e strati-grafico-sequenziale che ne è derivato è stato poi con-frontato con gli schemi di Haq et al. (1988) e con quellipiù recenti di Abreu & Anderson (1998) e Hardenbol etal. (1998).

LITOFACIES E MICROFACIES

Nei depositi analizzati è stato riconosciuto un numeromolto limitato di litofacies rappresentate da: marne emarne calcaree spongolitiche, calcari marnosi finemen-te detritici e calcari bioclastici. Di seguito sono descrit-te le principali caratteristiche; per altri dettagli si riman-da a Civitelli et al. (1986a).

Ogni litofacies, a sua volta, è costituita da diverseassociazioni di microfacies indicate con lettere alfabeti-che (A-G).

Marne e marne calcaree spicolitiche

Questa litofacies è presente in tutta la successione stu-diata ma con spessori variabili. É caratterizzata da dueprincipali microfacies (A e B). La prima (A) è rappre-sentata principalmente da wackestone e subordinata-mente da mudstone in cui, probabilmente a causa dellaintensa bioturbazione, sono scarsamente visibili struttu-re sedimentarie inorganiche; le tracce fossili visibilisono a prevalente sviluppo orizzontale (Fig. 3); i granu-li hanno una dimensione prevalente di 2 micron e una,subordinata, compresa tra i 10 e i 20 micron. La compo-nente bioclastica è costituita, oltre che da spicole di spu-gna più o meno concentrate, da radiolari e gusci di fora-miniferi bentonici e planctonici (Fig. 4). La macrofaunaè rappresentata da echinidi e da bivalvi generalmente inframmenti. Nella parte bassa della successione sonostati segnalati diversi ritrovamenti di poriferi (Panseri,1953; Civitelli et al., 1986a). Tra i foraminiferi plancto-nici si segnalano piccole globoquadrine, globorotalidi e

Globigerinoides, nella porzione inferiore della succes-sione; più in alto, sempre in associazioni povere e malconservate, Civitelli et al. (1986a) segnalano Globoro-talia archeomenardii. Nell’ambito della microfacies Avi è però una certa variabilità composizionale: con lasigla As è stata distinta una varietà in cui si ha un forteincremento delle spicole di spugna (spesso isoorientatee concentrate in lamine) che diventano nettamentedominanti rispetto ai foraminiferi planctonici. Unaseconda varietà della stessa microfacies (Ax) mostrainvece un maggior addensamento della frazione granu-lare che porta a dei veri e propri packstone. In questocaso, tra i costituenti si nota una netta prevalenza diforaminiferi planctonici, subordinate spicole di spugne,bioclasti e frequenti granuli di glauconite. La microfa-cies A è presente in tutte le sezioni studiate ed è ben rap-presentata, con il suo aspetto più tipico, nelle porzioniinferiore e media della successione. In particolare lamicrofacies As è maggiormente rappresentata nella por-zione stratigraficamente più bassa della successione; laAx in quella medio-alta, spesso associata alle microfa-cies D ed F (descritte più avanti).

La seconda microfacies (B) compare esclusivamentenella porzione basale della successione di Guadagnolo(vedi porzione inferiore delle sezioni 10 e 12, al di sottodella superficie corrispondente a 21 Ma). Si tratta diwackestone-floatstone con macroforaminiferi (essen-zialmente Miogypsina e Lepidocyclina) che si rinvengo-no a volte concentrati e isoorientati, a volte dispersinella matrice, nella quale abbondano foraminiferi planc-tonici, spicole di spugna e radiolari (Fig. 4).

Calcari marnosi finemente detritici

Si tratta di calcari marnosi, e subordinatamente marnecalcaree, generalmente omogeneizzati dalla bioturbazio-ne e senza evidenti strutture sedimentarie inorganiche. Si


Fig. 3 - Tracce di bioturbazione nella litofacies marnosa e marnoso-calcarea (sezione 8, Casaletti). La componente bioclastica è costituitaprevalentemente da spicole di spugna e radiolari e da gusci di forami-niferi bentonici e planctonici. Possono essere presenti frammenti diechinidi e di bivalvi.– Bioturbation traces in the marly and marly-calcareous lithofacies(section 8, Casaletti). Bioclastic components are mainly representedby siliceous sponge spicules, radiolarians, and by planktonic and ben-thic foraminifera.

differenzia dalla precedente litofacies per una maggiorecomponente scheletrica rappresentata, essenzialmente,da frammenti bioclastici. È presente nella porzione infe-riore della successione di Guadagnolo, in associazionealla litofacies marnosa mentre, nella porzione media, èpresente con spessori modesti e sempre in associazionealla litofacies calcarea.

Questa litofacies è costituita essenzialmente dallamicrofacies C, anch’essa caratterizzata da una certa varia-bilità composizionale e, subordinatamente, dalla microfa-cies G.

La microfacies C è rappresentata da un packstone agranulometria medio-fine bioturbato, in cui le tracce dibioturbazione si manifestano sia sotto forma di nuvole dimateriale più selezionato, sia come plaghe irregolari dicolore brunastro con elevata concentrazione di foramini-feri planctonici. I granuli sono costituiti da frammenti diechinidi, spicole di spugne silicee, briozoi e da foramini-feri planctonici e bentonici (Fig. 4); a questi componentisi aggiungono frammenti di alghe rosse che però com-paiono solo a partire dalla parte alta della porzione inter-media della successione. Il rapporto tra foraminiferiplanctonici e bentonici è molto variabile ed aumentanelle varianti più ricche di fango. In alcune sezioni (inparticolare Rocca di Cave) è frequente la presenza di

glauconite, sia associata ad intraclasti di fango con fora-miniferi planctonici, sia come riempimento totale o par-ziale dei gusci di foraminiferi planctonici isolati. Lamicrofacies C mostra termini di passaggio sia verso lemicrofacies più fangose (microfacies A), con un incre-mento relativo dei foraminiferi planctonici rispetto aglialtri bioclasti, sia verso le microfacies più sciacquate conun minor contenuto in foraminiferi planctonici (microfa-cies D, vedi descrizione più avanti).

La microfacies G consiste in un packstone a granulo-metria fine con una frazione granulare composta princi-palmente da foraminiferi planctonici e, secondariamen-te, da foraminiferi bentonici, da spicole di spugna eframmenti di echinidi; si differenzia dalla microfacies Axper una maggiore presenza di foraminiferi bentonici eper la discreta classazione.

Calcari bioclastici

Questa litofacies è osservabile in tutta la successionestudiata ma è particolarmente abbondante nelle porzio-ni media e alta. Si presenta in strati singoli di spessorevariabile (mediamente 5-30 cm), delimitati a tetto e aletto da superfici grosso modo piano-parallele e in stra-ti compositi che possono raggiungere spessori variabili


Fig. 4 - Principali microfacies riconosciute nella porzione investigata della Formazione di Guadagnolo. Microfacies A: wackestone a foraminiferiplanctonici e spicole di spugna silicee. Microfacies Ax: packstone a foraminiferi planctonici e, subordinatamente, spicole di spugna silicee.Microfacies B: floatstone con foraminiferi planctonici, spicole di spugna silicee e macroforaminiferi (lepidocyclinidi). Microfacies C: packstonemedio-fine, generalmente mal classato, e con la presenza di foraminiferi bentonici e planctonici, frammenti di briozoi, echinidi e spicole di spugna.Microfacies D: packstone-grainstone medio-grossolano, generalmente mal classato, con frammenti di briozoi, echinidi, alghe rosse e con foramini-feri bentonici. Microfacies E: grainstone grossolano costituito prevalentemente da frammenti di briozoi. Microfacies F: packstone-grainstone a gra-nulometria medio-fine, generalmente ben classato, con abbondanti microforaminiferi bentonici e con frammenti di alghe rosse. Microfacies G: pack-stone a granulometria fine, ricco di foraminiferi planctonici e bentonici e con frammenti di briozoi, echinidi e spicole di spugne. – Thin-section photographs of the microfacies recognised in the investigated portion of the Guadagnolo Formation. Microfacies A: wackestone withplanktonic foraminifera and silica sponge spicules. Microfacies Ax: packstone rich in planktonic foraminifera and, subordinately, silica spongespicules. Microfacies B: floatstone with planktonic foraminifera, silica sponge spicules and larger foraminifera (lepidocyclinids). Microfacies C:medium-fine-grained packstone poorly sorted with benthic and planktonic foraminifera, fragments of bryozoans, echinoids and sponge spicules.Microfacies D: medium to coarse-grained packstone-grainstone with fragments of bryozoans, echinoids, red algae and benthic foraminifera.Microfacies E: coarse-grained grainstone; skeletal components are mainly represented by bryozoan fragments. Microfacies F: well-sorted medium-fine-grained packstone-grainstone with benthic foraminifera and red algae fragments. Microfacies G: fine grained packstone, rich in planktonic andbenthic foraminifera and with silica sponge spicules and fragments of bryozoans.

dai 5 fino ai 150 cm. Gli strati singoli possono esserecaratterizzati da set di lamine inclinate immergentiverso i settori occidentali e più raramente verso quelliorientali; tali set sono talora separati da interstrati mar-nosi sottilmente laminati o bioturbati (con spessori cen-timetrici) che a volte scompaiono a seguito di processidi amalgamazione. Molti strati mostrano strutture diforma sigmoidale, note in letteratura come “fessurazio-ne a losanga” (Zalaffi, 1963) (Fig. 5), che caratterizza-no molti calcari miocenici dell’Italia centrale. La lorogenesi sembra essere il prodotto dell’azione combinatatra diagenesi e tettonica che avrebbe modificato le ori-ginarie geometrie sedimentarie. A volte l’erosione selet-tiva evidenzia superfici subparallele che simulano set dilamine inclinate, ma che in realtà derivano dalla fusio-ne di superfici appartenenti a strati diversi. Questi feno-meni confondono e rendono piuttosto difficili la letturae l’interpretazione delle geometrie originarie.

Questa litofacies è formata da tre principali microfa-cies: D, E ed F (Fig. 4), rappresentate da packstone egrainstone con granulometrie variabili da fini a grosso-lane, sino ad arrivare talvolta a rudstone, e con diversigradi di classazione. In particolare la microfacies D(packstone-grainstone medio-grossolano) presenta,generalmente, una scarsa classazione e una certa varia-bilità tessiturale; si passa da termini nei quali si osservauna pur limitata presenza di fango e foraminiferi planc-tonici (transizione alla microfacies C) a litotipi piùsciacquati e con granuli mediamente più selezionati(transizione alle microfacies E e F). La frazione schele-trica è rappresentata da frammenti di briozoi, algherosse, echinidi, micro e macroforaminiferi bentonici; laglauconite detritica e non alterata è una presenza ricor-rente. La microfacies D è presente in tutte le sezioni stu-diate, soprattutto nelle porzioni media e alta della suc-cessione.

La microfacies E (grainstone grossolano) rappresentaun deposito sempre sciacquato ma non particolarmenteselezionato. La frazione granulare è costituita da brio-zoi, frammenti di echinidi, balanidi, alghe rosse, bival-vi, foraminiferi bentonici e intraclasti. Questa microfa-cies si associa frequentemente alle litofacies D ed F.

La microfacies F è complessivamente poco rappre-sentata ed è costituita da packstone-grainstone con gra-nulometria medio-fine e abbondanti microforaminiferibentonici; tra i bioclasti sono riconoscibili frammenti diechinidi, alghe rosse e briozoi. L’analogia composizio-nale con le litofacies D e E, alle quali spesso si trovaassociata, suggerisce una derivazione da queste ultimeda mettere in relazione a processi idraulici in grado dioperare un’ulteriore selezione del materiale. Questamicrofacies è presente nella porzione più alta della suc-cessione.

Associazione biotica

Dalle analisi macroscopiche e, soprattutto, microsco-piche di questi sedimenti emerge che la frazione granu-lare è costituita da: spicole di spugne, radiolari,

foraminiferi planctonici e bentonici, macroforaminiferie frammenti di echinidi, molluschi, balanidi, briozoi ealghe rosse. Sulla base di questi caratteri la composizio-ne dei sedimenti può essere attribuita, in termini gene-rali, ad una associazione di tipo foramol (sensu Lees &Buller, 1972 e Lees, 1975) o heterozoan association(sensu James, 1997). Più in particolare la maggior partedei campioni è caratterizzata da associazioni di tipomolechfor (sensu, Carannante et al., 1988), bryomol(sensu Nelson., 1988) ed in parte rodalgale (sensuCarannante et al., 1988; Carannante & Simone, 1996).Questo insieme di caratteri è stato spesso attribuito apiattaforme carbonatiche aperte di tipo temperato, contemperature minime stagionali di 15°-16°, con acquepoco profonde e piuttosto turbolente e con la presenzadi processi di upwelling che determinerebbero unaumento della fertilità delle acque superficiali. A nostroavviso, per i calcari miocenici centro-appenninici, launivoca relazione con climi temperati non è giustifica-bile in quanto, come è noto, associazioni di tipo molech-for, bryomol e rodalgale possono caratterizzare piatta-forme di tipo tropicale o subtropicale se vi sono condi-zioni ambientali favorevoli (vedi nutrienti, luminosità,salinità e circolazione delle acque) (Hallock & Schlager,1986; Bourrouilh-Le-Jan & Hottinger, 1988; Hallock etal., 1988; James, 1997; Carannante & Simone, 1996).L’esistenza, nell’area considerata, di condizioni tropica-li-subtropicali è inoltre avvalorata dal rinvenimento diPorites e alghe rosse (quali Sporolithon e Lithoporella)presenti, anche se solo in certi livelli, nei coevi “Calcaria Briozoi e Litotamni” che costituivano, rispetto aidepositi esaminati, i termini relativamente più internidella PLA, (Brandano et al., 2001; Brandano, 2002;Brandano & Corda, 2002).


Fig. 5 - Calcareniti affioranti nella sezione 10 (Monte Cerella). Sonopresenti strutture tipiche di forma sigmoidale, note in letteratura come“fessurazione a losanga” la cui genesi sembra essere il prodotto del-l’azione combinata tra diagenesi e tettonica. La frazione scheletrica èrappresentata da frammenti di echinidi, molluschi, balanidi, briozoi,alghe rosse e foraminiferi planctonici e bentonici in rapporti variabili.– Outcrop photograph from Monte Cerella (section 10) showing cal-carenites with the typical sigmoidal structures known as “fessurazionea losanga”. The skeletal fraction consists of fragmented echinoids,molluscs, balanids, red algae and benthic and planktonic fora-minifera.

INTERPRETAZIONE AMBIENTALE

Le litofacies e le microfacies descritte danno luogo adassociazioni di facies che formano dei corpi sedimentaridi differente spessore, estensione areale e complessità.

In particolare le marne e le marne calcaree spicoliti-che con le microfacies A e B rappresentano la sedimen-tazione più diffusa e continua in quasi tutta la successio-ne di Guadagnolo mentre le litofacies più calcaree, conle microfacies C, D, E ed F possono essere più o menoabbondanti in funzione della diversa produzione in situe, in misura più consistente, in funzione della quantità dimateriale fornito dalle aree di maggiore produzioneposte più ad ESE.

Le nostre analisi si sono concentrate sulla porzionemedia della successione, che costituisce la parte più rile-vante dell’intero corpo deposizionale di Guadagnolo. Lasituazione più comune osservabile è rappresentata damarne, calcari marnosi e calcari bioclastici organizzatiin unità deposizionali (sequenze di facies) di tipo shal-lowing-coarsening upward (S.C.U.) che si sviluppanotipicamente con spessori metrici (1-5 m), ma talvoltaanche decametrici, e che possono dar luogo a ripetizio-ni cicliche di diverse decine e centinaia di metri di spes-sore. Queste sequenze di facies sono generalmente deli-mitate, al tetto e alla base, da superfici nette che posso-no essere interpretate come superfici di trasgressionerelativa. Ogni sequenza è costituita da marne e calcarimarnosi generalmente bioturbati, passanti gradualmen-te, verso l’alto, a calcari. L’associazione delle microfa-cies è spesso rappresentata dalla sequenza verticalecompleta (A-F) (Fig. 6); a volte sono presenti solo pic-cole sequenze A-C; in altre ancora si ha la sovrapposi-zione delle microfacies C-D-E. Spesso nella successio-ne esaminata le unità deposizionali risultano costituiteda una serie di piccoli cicli coarsening-upward (media-mente 10-30 cm di spessore) che mostrano una analogaorganizzazione: marne bioturbate alla base passantiverso il tetto a calcari marnosi e/o calcari (Fig. 7).

La ripetizione ciclica di queste unità doveva esserecontrollata sia dalla variazione dell’accommodationspace, sia dalla produttività del sistema carbonatico equindi dai suoi diversi fattori di controllo quali: tempe-ratura, nutrienti, salinità, etc.. É importante sottolineareche i sedimenti studiati si andavano depositando suun’area di raccordo tra un bacino pelagico e le parti piùinterne di una piattaforma carbonatica; una zona quindiche doveva rappresentare il settore d’incontro tra duediversi sistemi d’alimentazione/produzione. L’apportoargilloso, che caratterizza la composizione di questisedimenti proveniva, essenzialmente, dalla catena alpi-no-appenninica, in avanzamento verso i settori orienta-li, mentre il detrito bioclastico carbonatico doveva esse-re prodotto in situ per quantità decisamente modeste eprovenire, in misura preponderante, dai settori più inter-ni della piattaforma dove si depositavano i sedimentiriferibili ai “Calcari a Briozoi e Litotamni”.

A questo proposito studi di dettaglio sui “Calcari aBriozoi e Litotamni” (Brandano, 2001; Brandano &

Corda, 2002) hanno permesso di suddividere questa for-mazione in differenti unità e di ricostruire l’ambientedeposizionale della piattaforma laziale-abruzzesedurante il Miocene inferiore e medio. In particolare gliAutori precedenti riconoscono cinque principali asso-ciazioni litologiche con caratteristiche associazioni bio-tiche (Fig. 8): 1) un’unità a rodoliti (RU); 2) un’unità abriozoi ed echinidi (BEU); 3) un’unità a foraminiferibentonici ed echinidi (BFEU); 4) un’unità a foraminife-ri planctonici ed echinidi (PFEU); 5) un’unità con spi-cole di spugne, foraminiferi planctonici e frammenti diechinidi (SEPU). Queste associazioni vengono rispetti-vamente collocate nella rampa intermedia e interna(RU) e nella rampa esterna (BEU rampa esterna prossi-male; BFEU-PFEU rampa esterna intermedia; SEPUrampa esterna distale) sulla base di una serie di parame-tri ambientali tra cui la dipendenza o meno dalla luce deiprincipali costituenti.

In questo quadro le litofacies riconosciute nellaFormazione di Guadagnolo trovano collocazione nel-l’ambito della porzione più esterna del sistema deposi-zionale di rampa carbonatica omoclinale, corrisponden-te alla zona di deposizione dell’unità SEPU. Le associa-zioni delle litofacies e delle microfacies riconosciutesono state infatti interpretate come l’espressione di ciclideposti in un ambiente di rampa carbonatica esterna. Lospessore dei cicli, l’organizzazione interna e le bioasso-ciazioni dovevano essere controllate dallo spazio dispo-nibile, dalle condizioni chimico-fisiche e idrodinamichedell’ambiente e dalla quantità di materiale “esportato”dalle zone più produttive della piattaforma. In particola-re i rapporti tra marne e calcareniti dovrebbero esserelegati, essenzialmente, alla distanza dei corpi sedimen-tari rispetto alla zona di massima produzione carbonati-ca. In generale, “verso mare” lo spessore delle marnetende ad aumentare e i contrasti tra le litofacies tendonoa ridursi sino a scomparire mentre le superfici di tra-sgressione perdono la loro identità fisica sfumandoall’interno delle marne che divengono la litologia preva-lente. Procedendo “verso terra” i contrasti tra litofaciestendono ad aumentare e divengono particolarmentemarcati, essendo ben registrati dallo sviluppo delle tipi-che unità shallowing-coarsening upward precedente-mente descritte. Ancora più “verso terra” lo spessoredelle marne tende a ridursi e con esso l’evidenza dellesuperfici di trasgressione, che vanno a coincidere consuperfici di strato che separano banchi di calcareniti piùspessi. In questi casi, i calcari divengono la litologiaprevalente e la tendenza coarsening upward è riconosci-bile solo attraverso un attento esame delle microfacies:calcareniti medio-fini (microfacies D, F), alla base deicorpi, passano verso l’alto a calcareniti medio-fini egrossolane (microfacies D, E). Ancora più verso terraanche la stratificazione tende a divenire indistinta e lecalcareniti spesso si presentano amalgamate e in grossibanchi, all’interno dei quali diviene difficile distingueresia le variazioni tessiturali sia lo spessore dei singolistrati.



Fig. 7 - Unità deposizionali dove ilpassaggio dalle marne basali allecalcareniti di tetto avviene attraver-so una serie di piccoli cicli coarse-ning-upward (mediamente 10-30cm di spessore), costituiti alla baseda marne intensamente bioturbatepassanti verso l’alto a calcareniti.All’interno di questi cicli più pic-coli, la porzione calcareniticaaumenta verso l’alto a scapito diquella marnosa. Monte Vincenzosezione 11.– Depositional units in which thepassage from the basal marly por-tion to the top calcarenitic oneoccurs through a recurrence ofsmall coarsening-upward cycles(10-30 cm-thick); these, in turn,show an upward increase of thecalcarenitic component. MonteVincenzo section 11.

Fig. 6 - Foto di affioramento di una sin-gola unità deposizionale (sequenza shal-lowing coarsening upward) (MonteManno, sezione 7). A fianco sono visibi-li le corrispondenti microfacies con l’in-dicazione della sigla utilizzata nel testo.La parte inferiore è costituita da marne ecalcari marnosi bioturbati (wackestone epackstone con foraminiferi planctonici espicole di spugne; microfacies A e Ax).Verso l’alto, questi passano transizional-mente a calcari marnosi finemente detri-tici (packstone fine con frammenti diechinidi, spicole di spugne e foraminife-ri planctonici; microfacies C). La partealta è rappresentata da calcari bioclastici(packstone e grainstone medio e grosso-lano con frammenti di echinidi, di brio-zoi e di alghe rosse; microfacies D ed E).TS: superficie di trasgressione relativa. – Outcrop photograph of a single depo-sitional unit (shallowing coarseningupward sequence) (Monte Manno, sec-tion 7) and relative vertically arrangedmicrofacies. The lower portion is madeup of bioturbated marls and marly lime-stones (wackestone and packstone withplanktonic foraminifera and silicasponge spicules; microfacies A e Ax).Upward they gradually pass into finegrained bioclastic marly limestones(fine grained packstone with fragmentsof echinoids, silica sponge spicules andplanktonic foraminifera; microfacies C).The upper part is represented by bio-clastic limestones (packstone and grain-stone with fragments of echinoids, bry-ozoans and red algae; microfacies Dand microfacies E). TS: transgressive orminor flooding surface.

STRATIGRAFIA SEQUENZIALE

All’interno della successione esaminata sono stateindividuate numerose superfici di discontinuità (vediTav. 1 fuori testo), che sono state interpretate come limi-ti di sequenze deposizionali di differente ordine e comesuperfici di trasgressione relativa (vedi discussione piùavanti). In particolare l’ordine gerarchico delle sequenzedeposizionali è stato valutato tenendo conto del lorospessore relativo, e dell’estensione laterale dei rispettivilimiti di sequenza (Mutti et al., 1994) ed è stato confer-mato dalla loro durata, ricavata sulla base delle datazio-ni isotopiche 87Sr/86Sr su campioni provenienti da rocceimmediatamente sottostanti o soprastanti le superficiriconosciute.

Le sequenze di più basso ordine hanno un’ampiaestensione laterale e i loro limiti sono riconoscibili intutta l’area investigata. Presentano spessori variabili dapochi metri a oltre 150 metri e si sviluppano entro inter-valli temporali compresi tra 0,9 e 1,4 Ma; vengono per-tanto considerate delle sequenze di terzo ordine (Haq etal., 1988; Posamentier et al., 1988; Van Wagoner et al.,1990; Mitchum & Van Wagoner, 1991; Vail et al., 1991).In particolare, nella nostra successione, sono state indi-viduate quattro sequenze deposizionali di terzo ordine,denominate Guadagnolo 1, 2, 3 e 4, con sequence boun-daries datati a 21,0 Ma, 19,8 Ma, 18,9 Ma e 17,8 Ma chehanno una stretta corrispondenza, in termini di età, conquelle individuate da Hardenbol et al. (1998) per l’inter-vallo temporale compreso tra 21 e 16,4 Ma, i limiti dellequali sono stati chiamati Aq/Bur 1 (21,0 Ma), Bur 2(19,5 Ma), Bur 3 (18,7 Ma) e Bur 4 (17,3 Ma). Questeunità sono a tutti gli effetti delle sequenze composite(sensu Mitchum & Van Wagoner, 1991) o sequenze com-posite a grande scala (sensu Mutti et al., 1994), in quan-to al loro interno sono state riconosciute altre superfici didiscontinuità che costituiscono i limiti di altrettantesequenze deposizionali, ma di ordine più elevato (essen-zialmente quarto ordine) che si sviluppano entro inter-valli compresi tra i 100.000 e i 250.000 anni. Le sequen-ze di quarto ordine presentano spessori variabili da unmassimo di 35 m a un minimo di 3 m ed estensione late-

rale da 3-4 km fino a 10-11 km. La porzione sommitaledella Formazione di Guadagnolo, che poggia con nettocontrasto di facies sul limite di sequenza datato 16,4 Ma,è rappresentata da corpi bioclastici costituiti da packsto-ne-grainstone, da fini a grossolani, con briozoi, echinidie alghe rosse nei quali la componente marnosa è quasicompletamente assente. Gli studi su queste “calcarenitidi tetto” non sono stati ancora completati e non verran-no discussi in questo lavoro; tuttavia in base alle misuredel rapporto 87Sr/86Sr esse possono essere correlate conla sequenza di terzo ordine 2.3 (16,5-15,5 Ma) del cicloTB2 di Haq et al. (1988) o con la sequenza compresa trai limiti Bur 5/Lan 1 e Lang2/Ser1 (16,4-14,8 Ma) diHardenbol et al. (1998).

Limiti di sequenza e superficidi trasgressione relativa

Le litofacies precedentemente descritte si ripetonoalternandosi fittamente nell’intera successione, pur condiversa prevalenza relativa alle varie altezze stratigrafi-che. Il passaggio tra una litofacies e l’altra può esserelocalmente erosivo, netto o graduale, consentendo diinterpretare tale passaggio, in relazione ai rapporti geo-metrici tra le litofacies, come l’espressione o di superficidi inconformità (limiti di sequenze deposizionali) o disuperfici di trasgressione relativa (Fig. 9).

In generale i passaggi netti tra litofacies marnose, allabase, e i soprastanti corpi calcarenitici bioclastici sonostati interpretati come limiti di sequenze di vario ordine(Fig. 9a, b e 10); mentre la sovrapposizione diretta dimarne, spesso bioturbate, su calcareniti bioclastiche, chesuggerisce il passaggio brusco da facies relativamentemeno profonde a quelle più profonde, è stata interpretatacome l’espressione di superfici di trasgressione relativa(Fig. 9c, d e 11).

La formazione delle diverse superfici d’inconformitàriconosciute nella successione riteniamo sia legata prin-cipalmente alla ciclicità eustatica, connessa alle oscilla-zioni climatiche del Cenozoico e, secondariamente, afattori di natura tettonica. In tutta la successione esami-nata non sono state rinvenute litofacies o superfici da


Fig. 8 - Modello deposizionale della rampa car-bonatica del settore Laziale-Abruzzese duranteil Miocene inferiore, con indicati i quattro prin-cipali ambienti deposizionali in cui è stata sud-divisa (da Brandano & Corda, 2002). Le sigleindicano le unità litostratigrafiche riconosciutecon le tipiche associazioni biotiche (per ulterio-ri dettagli v. testo).– Lower Miocene carbonate ramp depositionalmodel of the Lazio-Abruzzi sector showing themain depositional environments. Acronymsindicate the lithostratigraphic units with thecharacteristic biota associations.

mettere in relazione a momenti di temporanea emersio-ne; le inconformità riconosciute dovrebbero infatti regi-strare dei downward shift delle facies connessi, essen-zialmente, alle cadute relative del livello marino (vedianche Spalletti et al., 2000). Risulta inoltre evidente,almeno per le sequenze ad alta frequenza, che le superfi-ci di inconformità che le delimitano possono averediversa espressione fisica spostandosi lungo la rampa:esse, infatti, sono caratterizzate da un limite netto e/oerosivo, nei settori sud-orientali della rampa e possonoperdere ogni evidenza fisica, diventando superfici diconformità, nei settori nord-occidentali, quindi più spo-stati verso il bacino.

Le superfici di trasgressione relativa delimitano, altetto e alla base, corpi sedimentari semplici (le citatesequenze S.C.U.) che possono corrispondere alle “para-sequenze” di Van Wagoner et al. (1990), la cui formazio-

ne sarebbe strettamente connessa con risalite relative dis-continue del livello marino, separate da altrettante fasi disediment starvation. Queste fasi sarebbero marcate dal-l’intensa bioturbazione e, a luoghi, dalla presenza dellaglauconite, riscontrata nelle litofacies più marnose.

Organizzazione stratigrafica

L’organizzazione di questa successione può esserevista a differenti scale gerarchiche. In generale, le diver-se sequenze di terzo ordine mostrano un’evidente geome-tria a pinch-out in direzione S-SE (vedi pannello di cor-relazione nella Tav. 1 fuori testo) sui depositi più antichidi età variabile dal Paleogene al Cretacico. Infatti la por-zione basale dell’intera successione, datata circa 21 Ma,nel settore sud-orientale poggia su depositi di piattaformadel Cretacico superiore, direttamente oppure tramitepochi metri di pelagiti condensate (Cretacico-Paleo-gene); invece, nel settore nord-occidentale, essa sisovrappone in continuità, alle pelagiti di età Oligocene-Miocene inferiore. L’intera successione analizzata costi-tuisce, quindi, un cuneo sedimentario che sembra aprirsiverso i settori settentrionali e occidentali e si chiudeverso quelli orientali e meridionali. L’insieme delle quat-tro sequenze di terzo ordine definirebbe così un ciclo tra-sgressivo-regressivo (sensu Jacquin & Vail, 1995) che sisviluppa durante una risalita relativa del livello marino incui il sistema deposizionale di rampa ha una fase diaggradazione e retrogradazione (backstepping) tra 21 e18,0 Ma (sequenze Guadagnolo 1 e 2 e parzialmente 3) euna fase di aggradazione e progradazione (forestepping)tra 18,0 e 15,0 Ma (sequenze Guadagnolo 3 e 4 e deposi-ti ancora più recenti riferibili al Langhiano).

All’interno delle sequenze di terzo ordine l’organizza-zione delle sequenze ad alta frequenza consente di rico-noscere i systems tract trasgressivi e di stazionamentoalto i quali mostrano, sulla stessa verticale, variazioni dispessore connesse alla generale tendenza di aggradazio-ne-retrogradazione e aggradazione-progradazione rico-nosciuta sul ciclo di ordine minore.

Sulla base dello stacking pattern delle parasequenze,anche all’interno delle sequenze di quarto ordine è possi-bile riconoscere depositi riferibili ai systems tract tra-sgressivi e di stazionamento alto.

Descrizione delle sequenze

Qui di seguito viene data una breve descrizione dellesequenze di terzo ordine riconosciute nella porzioneinvestigata della Formazione di Guadagnolo.

Sequenza Guadagnolo 1

Questa sequenza si sviluppa nell’intervallo compresotra 21,0 e 19,8 Ma. È presente nelle sezioni più setten-trionali (8, 10, 11 e 12) con uno spessore compreso tra88 m e circa 140 m, mentre nella zona di Rocca di Cave(sezioni 1, 2, 3) esso si riduce fortemente a meno di10 m. L’intera sequenza è costituita prevalentemente dalitofacies marnose e marnoso-calcaree con subordinate


Fig. 9 - Colle Casaletti, sezione 8. a, b: espressione fisica di limiti disequenze deposizionali di terzo ordine. I limiti sono evidenziati dalnetto contrasto tra le facies calcarenitiche (sovrastanti) e quelle marno-se bioturbate sottostanti che appartengono alla sequenza deposizionaleprecedente; c: espressione fisica delle superfici di trasgressione relati-va al tetto e alla base di unità deposizionali interpretabili come parase-quenze; d: particolare di una delle superfici che mostra il contatto trale calcareniti e le marne bioturbate immediatamente sovrastanti.– Colle Casaletti, section 8. a, b: Physical expression of third orderdepositional sequence boundaries. These are marked by the sharpfacies contrast between the overlying calcarenites and the underlyingbioturbated marls. c: Physical expression of the transgressive or minorflooding surfaces bounding depositional units interpreted as parase-quences.; d: close-up showing a detail of a transgressive surface withabove the intensively bioturbated marls.

porzioni calcarenitiche organizzate in sequenze di faciesS.C.U, separate alla base e al tetto da superfici di tra-sgressione relativa. Le microfacies presenti sono orga-nizzate in associazioni di tipo A-C e A-G-C.

All’interno della Guadagnolo 1 la risoluzione strati-grafica e i contrasti di facies hanno permesso di indivi-duare solo quattro sequenze ad alta frequenza. La loroorganizzazione, l’estensione dei rispettivi limiti e la lorodiversa espressione fisica hanno consentito di differen-ziare i systems tract trasgressivo e di stazionamento alto.La superficie di massima ingressione marina (mfs) èmarcata da intensa bioturbazione e dalla presenza di gra-nuli di glauconite.


Questa sequenza che si sviluppa nell’intervallo com-preso tra 19,8 e 18,9 Ma ha uno spessore, nel settore com-preso tra le sezioni 8 e 12, che varia da un minimo di 45m fino ad un massimo di circa 65 m, mentre nella zona diRocca di Cave (sezioni 1, 2, 3) si riduce a pochi metri. Lelitofacies più rappresentate sono quelle calcareo-marnosee calcarenitiche, anche in questo caso organizzate in unitàshallowing-coarsening upward formate prevalentementedalle microfacies A-C e G-C-D. Lo stacking pattern dellesequenze ad alta frequenza individuate consente di diffe-renziare nella Guadagnolo 2 i systems tract trasgressivo edi stazionamento alto. Le sequenze ad alta frequenza

appartenenti al TST, mostrano uno sviluppoda aggradazionale a retrogradazionale, men-tre quelle che costituiscono l’HST sonocaratterizzate da un’organizzazione essen-zialmente progradazionale. Questo carattereè ben evidenziato dallo spostamento verso ilbacino dei sequence boundaries dellesequenze di quarto ordine che si raccordanocon la superficie di massima ingressionemarina della Guadagnolo 2 nel settore com-preso tra le sezioni 10 e 12.


La sequenza Guadagnolo 3 si sviluppa tra18,9 e 17,8 Ma; il suo spessore varia da unminimo di 5 m nel settore di Rocca di Cave,fino ad un massimo di circa 90 m nei settoripiù esterni (sezioni 8 e 12). Il limite disequenza di tetto è riconoscibile in tutte lesezioni misurate, estendendosi complessiva-mente per circa 12 km; esso dovrebbe inol-

tre coincidere con il limite superiore del ciclo TB2.2.1(datato a 17,5 Ma) di Haq et al. (1988).

Le litofacies più rappresentate sono quelle calcareniti-che e marnoso-calcaree, sempre organizzate in unitàshallowing-coarsening upward, nelle quali le associazio-ni di microfacies più rappresentate sono le C-D e le C-D-E e, solo subordinatamente, le Ax-C -D e le A-C-D-E.

Anche all’interno della Guadagnolo 3 sono riconosci-bili sequenze ad alta frequenza, il cui stacking patternconsente di differenziare depositi riferibili al TST, inassoluto i più rappresentati estendendosi lateralmente intutta l’area, e all’HST che si rinvengono solo nella por-zione più nord-occidentale. A partire dall’HST dellaGuadagnolo 3 l’intero sistema deposizionale di rampainizia a migrare verso il bacino, conferendo alla succes-sione un carattere progradazionale, unitamente ad unanetta fase di aggradazione.


Anche questa sequenza, che si sviluppa tra 17,8 e 16,4Ma, si segue per tutta l’estensione dello spaccato strati-grafico (approssimativamente 12 km); lo spessore siriduce gradualmente, dai circa 105 m della sezione 12 acirca 77 m della sezione 8, nel settore centrale, per pas-sare a meno di 25 m nel settore di Rocca di Cave (sezio-ni 1, 2, 3).


Fig. 10 - Monte Cerella, sezione 10. Associazioni dimicrofacies che caratterizzano i depositi al di sopra eal di sotto di una superficie di inconformità, limite disequenza deposizionale di quarto ordine (SB).Grainstones bioclastici (microfacies E e D) poggianodirettamente su packstone a foraminiferi planctonici espicole di spugna (microfacies Ax). – Monte Cerella, secton 10. Microfacies from thedeposits immediately above and below a sequenceboundary (SB). Bioclastic grainstones (microfacies Ee D) directly overlie packstones with planktonicforaminifera and sponge spicules (microfacies Ax).

Il limite di sequenza di tetto costi-tuisce un’importante superficie diinconformità marcata da un nettocontrasto litologico e morfologicoche separa la porzione mediana,essenzialmente marnoso-calcarea,della Formazione di Guadagnolo daquella sovrastante, costituita esclusi-vamente da termini calcarei. Questolimite può essere seguito, più o menoagevolmente, lungo tutta la strutturadei Monti Prenestini ed è ben visibilesia in affioramento (Fig. 12) sia infoto aeree.

Le litofacies sono rappresentate dacalcareniti bioclastiche, calcari-mar-nosi detritici e, subordinatamente damarne calcaree. Le microfacies, orga-nizzate sempre in unità coarseningupward, sono prevelentemente le C-D-F, le C-D-E e le Ax-C-D-E. Al-l’interno delle sequenze ad alta fre-quenza, sono riconoscibili depositiriferibili ai systems tract trasgressivoe di stazionamento alto. Allo stessomodo il loro stacking pattern permet-te di differenziare il TST e l’HSTdella Guadagnolo 4. Il TST mostrauna tendenza prevalentemente daaggradazionale a lievemente retrogra-dazionale mentre i depositi riferibiliall’HST sono meno rappresentati esono caratterizzati dallo sviluppo dicorpi poco spessi e molto estesi late-ralmente. La superficie di massimaingressione marina è estesa comples-sivamente per circa 7 km ed è caratte-rizzata da un intervallo intensamentebioturbato con abbondanza di tracce

fossili a prevalente sviluppo orizzontale e di granuliglauconitici.

DISCUSSIONE

Le indicazioni che sono emerse dall’analisi delle lito-facies e da quella stratigrafico sequenziale nonchè daidati provenienti dalle misure del rapporto isotopico dellostronzio, consentono di fare alcune considerazioni sullaorganizzazione della successione esaminata e sull’utiliz-zazione degli isotopi dello stronzio come metodo inte-grativo per una migliore definizione degli eventi a scalaregionale e globale.

Organizzazione della successione esaminata

La geometria a cuneo di questa successione, con varia-zioni di spessore da circa 25 m fino ad un massimo dicirca 380 m, l’organizzazione stratigrafica interna e irapporti variabili tra la componente carbonatica e quella


Fig. 12 - Superficie di inconformità (datata a 16,4 Ma) che separa idepositi della Guadagnolo 4 da quelli essenzialmente calcarei biocla-stici della porzione superiore della Formazione di Guadagnolo.– Sequence boundary dated to 16.4 Ma separating the Guadagnolo 4deposits from the calcareous bioclastic sediments constituting theupper portion of the Guadagnolo Formation.

Fig. 11 - Monte Cerella, section 10. Microfacies che caratterizzano i depositi presenti al di soprae al di sotto di una superficie di trasgressione relativa (TS). I depositi sopra la superficie di tra-sgressione sono costituiti da packstones a foraminiferi planctonici e spicole di spugna (micro-facies Ax), quelli al di sotto da packstone-grainstones e grainstones bioclastici (microfacies Ee D).– Monte Cerella, secton 10. Microfacies from the sediments above and below a transgressiveor flooding surface (TS). Wackestone-packstones with planktonic foraminifera and spongespicules (microfacies Ax) overlie bioclastic packstone-grainstones and grainstones (microfa-cies E e D).

argillosa, dovrebbero costituire la risposta alla interazio-ne tra subsidenza, eustatismo, produzione carbonatica,paleotopografia e tettonica sin-sedimentaria.

L’eustatismo connesso alle oscillazioni climatichesembra aver giocato un ruolo fondamentale durante ilCenozoico; i dati che emergono dal record isotopico del-l’ossigeno indicano che il Miocene inferiore fu caratte-rizzato da una fase di stazionamento alto del livellomarino che fu seguita, durante il Miocene medio, da unacaduta molto netta (vedi Abreu & Anderson, 1998 eHardenbol et al., 1998). Nell’area esaminata questacaduta potrebbe corrispondere al limite di sequenzadatato 16,4 Ma. Dalle curve eustatiche riportate dagliAutori precedentemente citati è possibile valutareapprossimativamente che, dopo la caduta eustatica collo-cata a circa 21 Ma, c’è stato un sollevamento complessi-vo fino a 17 Ma di circa 50 m, seguito, come è stato giàaccennato, dalla caduta dei 16,4 Ma, stimata in poco piùdi 80 m. Tenuto conto di ciò, nell’intervallo compreso tra21 e 17 Ma, è stato calcolato il tasso di risalita eustatica(circa 14 m/Ma) e, riferendoci allo spessore massimo disedimenti misurato nell’area (sezione 10), anche il tassodi subsidenza totale (circa 95 m/Ma), considerato comela somma della subsidenza tettonica e di quella da cari-co. Sebbene quest’ultimo dato sia da considerare unastima approssimata e conservativa, in quanto non tieneconto, ad esempio, della compattazione tardiva, essorisulta essere circa 7 volte maggiore rispetto al tasso dirisalita eustatica. Questo valore evidenzierebbe così chela creazione di spazio disponibile per la sedimentazionefu fortemente controllata dalla subsidenza e, in partico-lare nel settore considerato, dalla sua componente tetto-nica, a sua volta connessa alla generale fase di flessura-zione del bacino di avampaese (vedi anche Reid &Dorobek, 1993, per ambientazioni tettoniche simili).

La tendenza trasgressivo-regressiva e la relativacostanza di litofacies mostrate dalla nostra successionepossono essere interpretate dunque come l’espressionedi una concomitante azione della componente tettonicadella subsidenza e della risalita eustatica che hannodeterminato la conservazione pressoché continua (anchese modulata in ciclici aumenti e diminuzioni), dello spa-zio di accomodamento, unitamente ad una più o menocontinua produttività carbonatica e a un più o menocospicuo apporto di materiale bioclastico provenientedai settori più interni della rampa. Questa tendenza è benevidenziata nel pannello di correlazione (vedi Tav. 1fuori testo, in particolar modo nel settore più esterno:sezione 12) dalle variazioni dello spessore del transgres-sive systems tract delle sequenze di terzo ordine chediminuisce, passando dalla sequenza Guadagnolo 1 alla2, per riaumentare successivamente passando allesequenze Guadagnolo 3 e 4. In definitiva si può ipotiz-zare che, ad una fase iniziale di retrogradazione deidiversi systems tract delle sequenze di terzo ordine, pro-babilmente connessa ad una minore apporto di detritobioclastico, abbia fatto seguito una fase di aggradazionee successiva progradazione connessa ad un forte incre-mento dell’apporto di materiale bioclastico a sua volta

legato all’incremento della produttività carbonatica suampi settori della piattaforma (vedi anche Brandano &Corda, 2002).

Con riferimento invece alla tettonica sin-sedimentaria,nel pannello di correlazione (Tav. 1 fuori testo) è visibi-le come all’interno delle sequenze Guadagnolo 3 e 4alcune delle sequenze ad alta frequenza presenti (da noiinterpretate come sequenze a controllo tettonico) mostri-no rapporti stratigrafici fortemente discordanti con quel-le sottostanti. Queste sequenze tendono ad espandersirapidamente verso NNO raggiungendo spessori variabi-li dai 23 ai 35 m in corrispondenza della sezione 12,mentre si riducono rapidamente di spessore verso SSEnel giro di qualche chilometro. Esse sono marcate da unnetto downward shift delle facies e sono ben evidenti lesuperfici d’inconformità che le delimitano alla base e altetto. Riteniamo che tutto ciò possa essere interpretatocome l’effetto di locali variazioni di subsidenza, proba-bilmente legate a una tettonica sin-sedimentaria, cheavrebbe determinato variazioni relative del livello mari-no al di fuori dei trend eustatici legati alla ciclicità adalta frequenza e avrebbe quindi provocato lo spostamen-to, verso il bacino, dei punti di equilibrio delle stessesequenze (vedi anche Mutti, 1990). L’attività tettonica,determinando movimenti differenziali di blocchi produs-se, probabilmente, ondulazioni della superficie deposi-zionale della rampa (vedi anche discussione in Bigi etal., 1996/97) che, a loro volta, avrebbero controllato lageometria dei corpi sedimentari con conseguenti localivariazioni degli spessori.

Quest’attività tettonica, essenzialmente estensionale,che agiva sul settore occidentale della rampa carbonati-ca, può essere interpretata come l’espressione, in areeancora abbastanza lontane, delle prime fasi di flessura-zione dell’avampaese appenninico (vedi Malinverno &Ryan, 1986; Patacca et al., 1990; Doglioni, 1991;Royden, 1993).

Cronostratigrafia isotopica

Le età calcolate sulla base dei valori del rapporto87Sr/86Sr confermano, nel loro insieme, la validità dellesuddivisioni e delle correlazioni effettuate, in modo deltutto indipendente, sulla base dell’analisi di facies.Infatti i risultati ottenuti sono coerenti con i pochi datibiostratigrafici esistenti e contribuiscono sensibilmente amigliorare la conoscenza dell’intervallo geocronologico-cronostratigrafico (21-16,4 Ma) all’interno del quale sisviluppa la successione esaminata. Allo stesso tempo irisultati ottenuti, pur con le limitazioni intrinseche lega-te alla risoluzione del metodo nell’intervallo investigato,forniscono utili informazioni sia sull’ordine della ciclici-tà eustatica ad alta frequenza, sia sulle datazioni di que-gli eventi tettonici che avrebbero controllato lo sviluppodi alcune delle sequenze individuate.

Discrepanze di età sono state individuate nei campio-ni MCM 12 e MCM 5 che risultano, temporalmente, nonin successione stratigrafica (vedi Tab. 1); il campioneMCM 12 è infatti più vecchio di almeno 1,37 Ma rispet-


to al campione MCM 11 mentre il campione MCM 5risulta più giovane di almeno 0,41 Ma rispetto al cam-pione MCM 6. Le variazioni di età riscontrate nei cam-pioni MCM 12 e MCM 5 possono trovare una loro spie-gazione se viene considerata la loro posizione rispettoalle superfici di discontinuità: limiti di sequenze e super-fici di trasgressione relativa. In particolare durante iperiodi di rapida risalita relativa del livello marino, incorrispondenza delle principali superfici di trasgressione(maximum flooding surfaces), la presenza di facies con-densate, con livelli intensamente glauconitizzati e mag-giori concentrazioni di sedimenti pelitici, potrebbe averalterato l’originario rapporto 87Sr/86Sr in quanto il rubi-dio contenuto nella glauconite o nei minerali argillosi,avrebbe potuto modificare, per decadimento radioattivo,la quantità di 87Sr originario della roccia. Analogamente,anche in corrispondenza delle principali superfici d’in-conformità (sequence boundaries) possono essersiinstaurati fenomeni di diagenesi precoce in grado dimodificare l’originario rapporto 87Sr/86Sr.

CONCLUSIONI

L’analisi di facies e stratigrafico-sequenziale condottasu una porzione della Formazione di Guadagnolo ha por-tato ad una nuova suddivisione stratigrafica e al tempostesso cronologica, di questa successione. Le diverseunità individuate e delimitate dalle principali superfici didiscontinuità, sono state datate utilizzando il metododella stratigrafia isotopica dello stronzio. L’uso di questametodologia è risultato fondamentale in quanto i risulta-ti ottenuti hanno confermato l’affidabilità di questa tec-nica e hanno fornito importanti informazioni sia sullacollocazione stratigrafica di questa successione, sia sul-l’ordine della ciclicità sedimentaria riconosciuta.

Le indagini condotte hanno evidenziato che questisedimenti sono stati deposti nel settore più esterno di unarampa carbonatica omoclinale; il loro carattere ciclico el’organizzazione stratigrafica, la geometria e l’estensionedei corpi sedimentari sono frutto di un complesso equili-brio tra la subsidenza tettonica, le variazioni eustatiche,il rapporto tra produzione carbonatica e apporti sia peli-tici che carbonatici. L’organizzazione stratigrafica è

caratterizzata da un impilamento, a diverse scale gerar-chiche, di sequenze deposizionali di terzo e quarto ordi-ne, al cui interno sono presenti depositi riferibili aisystems tract trasgressivi e di stazionamento alto.L’assenza di depositi chiaramente attribuibili a systemstract di stazionamento basso è giustificabile se si consi-derano ambiente deposizionale e forte subsidenza tetto-nica. Infatti nel settore distale di una rampa carbonaticadove i principali produttori di detrito bioclastico sonoorganismi foto-indipendenti è, a nostro avviso, difficileche il sistema possa registrare con chiarezza caduteeustatiche che, tra l’altro, dovevano essere anche in parteattenuate dalla subsidenza tettonica. Inoltre, nel nostrocaso, l’organizzazione delle sequenze riconosciute non èsempre sufficiente a distinguere i depositi sicuramenteattribuibili a un LST da quelli che possono rappresentaregià l’inizio di un TST. A grande scala l’intera successio-ne costituisce un ciclo trasgressivo-regressivo che si èsviluppato nell’intervallo compreso tra 21 e 16,4 Ma(Miocene inferiore e parte del medio) nell’ambito di unagenerale fase di debole risalita eustatica.

Le variazioni glacio-eustatiche possono essere consi-derate il principale meccanismo per la formazione deilimiti delle sequenze di terzo e quarto ordine sebbenesoprattutto la componente tettonica della subsidenza siaun fattore importante che ha condizionato la creazionedi spazio disponibile per la sedimentazione della suc-cessione studiata, avendo avuto un tasso circa 7 voltesuperiore rispetto a quello della risalita eustatica che hacaratterizzato l’intervallo temporale analizzato. Questitassi di subsidenza trovano una logica spiegazione nelgenerale meccanismo di flessurazione dell’avampaeseappenninico; meccanismo che sarebbe responsabileanche di locali fenomeni tettonici sin-sedimentari, capa-ci di produrre ondulazioni della superficie deposiziona-le della rampa e di dar luogo alla formazione di alcunesequenze ad alta frequenza generate al di fuori dei nor-mali trend eustatici.

RINGRAZIAMENTI - Gli Autori ringraziano i due anonimirevisori per la lettura critica del manoscritto; M. Salvati hacurato la realizzazione cartografica della Tavola f.t. e la parteiconografica. Ricerca eseguita con fondi MIUR e con fondiIGAG (CNR).


RIFERIMENTI BIBLIOGRAFICI

Abreu V., Anderson J.B. (1998) - Glacial eustasy during theCenozoic: sequence stratigraphic implications. Am. Ass.Petrol. Geol. Bull., 82, 1385-1400.

Accordi G., Carbone F. (1988) - Sequenze carbonatiche meso-cenozoiche. In: Accordi G., Carbone F., Civitelli G., CordaL., De Rita D., Esu D., Funiciello R., Kotsakis T., MariottiG., Sposato A., Note illustrative alla carta delle litofaciesdel Lazio-abruzzo ed aree limitrofe. C.N.R., Quaderni dellaRicerca Scientifica, 114, 11-92.

Bigi S., Centamore E., Fumanti F., Milli S., Nisio S. (1996-97)- Aspetti geologico-strutturali delle “aree di avanpaese”nell’Appennino centro-orientale. Studi Geol. Camerti, 14,

201-209.Bourrouilh-Le Jan F.G., Hottinger L.C. (1988) - Occurrence of

rhodolites in the tropical Pacific-a consequence of Mid-Miocene paleo-oceanographic change. Sediment. Geol., 60,355-367.

Brandano M. (2002) - La formazione dei “calcari a briozoi elitotamni” nell’area di Tagliacozzo (Appennino Centrale):analisi delle alghe corallinaceae non-articolate (rhodophy-ta). Boll. Soc. Geol. It., 121, 179-186.

Brandano M., Civitelli G., Corda L. (2001) - A foramol typecarbonate ramp in tropical-subtropical setting: the linkbetween tectonics and nutrients. Am. Ass. Petrol. Geol.

Annual Meeting, Denver 3-6 June 2001, Abstract volume.Brandano M., Corda L. (2002) - Nutrients, sea level and tecton-

ics: constrains for the facies architecture of a Miocene car-bonate ramp in central Italy. Terra Nova, 14, 257-262.

Burchette T.P., Wright V.P. (1992) - Carbonate ramp deposition-al systems. Sediment. Geol., 79, 3-57.

Carannante G., Simone L. (1996) - Rhodolith facies in the cen-tral-southern Apennines mountains, Italy. SEPM, Conceptsin Sedimentology and Paleontology, 5, 261-275.

Carannante G., Esteban M., Milliman J., Simone L. (1988) -Carbonate facies as paleolatitude indicators: problems andlimitations. Sediment. Geol., 60, 333-346.

Carbone F., Praturlon A., Sirna G. (1971) - The Cenomanianshelf-edge facies of Rocca di Cave (Prenestini Mts.,Latium). Geologica Romana, 10, 131-198.

Cipollari P., Cosentino D. (1991) - La linea Olevano-Antrodoco: contributo della biostratigrafia alla sua caratte-rizzazione cinematica. Studi Geol. Camerti, vol. spec.1991/2, 143-149.

Cipollari P., Cosentino D. (1995) - Il sistema Tirreno-Appennino: segmentazione litosferica e propagazione delfronte compressivo. Studi Geol. Camerti, vol. spec. 1995/2,125-134.

Cipollari P., Cosentino D., Perilli N. (1993) - Analisi biostrati-grafica dei depositi terrigeni a ridosso della Linea Olevano-Antrodoco. Geologica Romana, 29, 495-513.

Civitelli C., Corda L., Mariotti G. (1986a) - Il bacino sabino: 2)sedimentologia della serie calcarea e marnoso spongolitica(Paleogene-Miocene). Mem Soc. Geol. It., 35, 33-47.

Civitelli C., Corda L., Mariotti G. (1986b) - Il bacino sabino: 3)evoluzione sedimentaria ed inquadramento regionaledall’Oligocene al Serravalliano. Mem. Soc. Geol. It., 35,399-406.

Civitelli C., Corda L., Madonna S., Mariotti G., Milli S.,Barbieri M., Castorina F. (1996a) - Stratigrafia fisica e sedi-mentologia della successione miocenica calcarea e calcareo-marnosa di Guadagnolo (Monti Prenestini, AppenninoCentrale). Riassunti 78a Riunione Estiva della SocietàGeologica Italiana, San Cassiano, 16-18 Settembre 1996.

Civitelli C., Corda L., Madonna S., Mariotti G., Milli S.,Barbieri M., Castorina F. (1996b) - I depositi tidali mioceni-ci di rampa carbonatica di Guadagnolo (Monti Prenestini,Appennino Centrale): analisi di facies e stratigrafia sequen-ziale. Atti Riunione del Gruppo Informale diSedimentologia del CNR, Catania, 10-14 Ottobre 1996,123-125.

Corrado S. (1995) - Nuovi vincoli geometrico-cinematiciall’evoluzione neogenica del tratto meridionale della lineaOlevano-Antrodoco. Boll. Soc. Geol. It., 114, 245-276.

Cosentino D., Parotto M. (1991) - La struttura a falde dellaSabina (Appennino Centrale). Studi Geol. Camerti, vol.spec. 1991/2, 381-387.

Cosentino D., Carboni M.G., Cipollari P., Di Bella L., FlorindoF., Laurenzi M.A., Sagnotti L. (1997) - Integrated stratigra-phy of the Tortonian/Messinian boundary: the Pietraseccacomposite section (central Apennines, Italy). Eclogae geol.Helv., 90, 229-244.

Damiani A.V., Chiocchini M., Colacicchi R., Mariotti G.,Parotto M., Passeri L., Praturlon A. (1991) - Elementilitostratigrafici per una sintesi delle facies carbonatichemeso-cenozoiche dell’Appennino centrale. Studi Geol.Camerti, vol. spec. 1991/2, 187-213.

Doglioni C. (1991) - A proposal of kinematic modelling for W-dipping subductions - possible applications to the

Tyrrhenian -Apennines system. Terra Nova, 3, 423-434.Hallock P., Hine A.C., Vargo G.A., Elrod J.A., Jaap W.C. (1988)

- Platforms of the Nicaraguan Rise: examples of thesensitivity of carbonate sedimentation to excess trophicresources. Geology, 16, 1104-1107.

Hallock P., Schlager W. (1986) - Nutrient excess and the demiseof coral reefs and carbonate platforms. Palaios, 1, 389-398.

Haq B.U., Hardenbol J., Vail P.R. (1988) - Mesozoic andCenozoic chronostratigraphy and cycles of sea levelchange. In: Wilgus C.K., Hastings B.S., Kendall C.G.St.C.,Posamentier H.W., Ross C.A., Van Wagoner J.C. (Eds.),Sea-Level Changes: An Integrated Approach. SEPM Spec.Publ., 42, 109-124.

Hardenbol J., Thierry J., Farley M.B., Jacquin T., DeGraciansky P.C., Vail P.R. (1998) - Mesozoic and cenozoicsequence chronostratigraphic framework of europeanbasins. In: De Graciansky P.C., Hardenbol J., Thierry J., VailP.R. (Eds.), Mesozoic and Cenozoic Sequence Stratigraphyof European Basins. SEPM Spec. Publ., 60, 3-13.

Hodell D.A., Mueller P.A., Garrido J.R. (1991) - Variations inthe strontium isotopic composition of seawater during theNeogene. Geology, 19, 24-27.

Jacquin T., Vail P.R. (1995) - Shelfal accomodation as a majorcontrol on carbonate platforms. Bull. Soc. Geol. France,166, 423-435.

James N.P. (1997) - The cool-water carbonate depositionalrealm. In: James N.P., Clarke J.A.D. (Eds.), Cool WaterCarbonates. SEPM Spec. Publ., 56, 1-20.

Lees A., Buller A.T. (1972) - Modern temperate-water andwarm-water shelf carbonate sediments contrasted. Mar.Geol., 13, 1767-1773.

Lees A. (1975) - Possible influences of salinity and temperatureon modern shelf carbonate sedimentation. Mar. Geol., 19,159-198.

Madonna S. (1995) - Analisi stratigrafico-sequenziale della suc-cessione miocenica marnoso-calcarea di Gaudagnolo (M.tiPrenestini, Appennino Centrale). Tesi di Dottorato diRicerca in Scienze della Terra, VIII ciclo, 178 pp.,Università degli Studi di Roma “La Sapienza”.

Malinverno A., Ryan W.B.F. (1986) - Extension in theTyrrhenian Sea and shortening in the Apennines as result ofarc migration driven by sinking of the lithosphere.Tectonics, 5, 227-245.

Mitchum R.M., Van Wagoner J.C. (1991) - High-frequencysequences and their stacking patterns: sequence stratigraph-ic evidence of high-frequency eustatic cycles. Sediment.Geol., 70, 131-60.

Mutti E. (1990) - Relazioni tra stratigrafia sequenziale e tettoni-ca. Mem. Soc. Geol. It., 45, 627-655.

Mutti E., Davoli G., Figoni M., Sgavetti M. (1994) - Con-ceptual stratigraphic framework. In: Mutti E., Davoli G.,Mora S., Sgavetti M. (Eds.), The eastern sector of the southcentral folded pyrenean foreland: criteria for stratigraphicanalysis and excursion notes. Second high-resolutionsequence stratigraphy conference, Tremp, Spain, 20-26June 1994, 1-16.

Nelson C.S., Keanes L., Head P.S. (1988) - Non-tropical car-bonate deposits on the modern New Zeland shelf. Sediment.Geol., 60, 71-94.

Pampaloni M.L., Pichezzi R.M., Raffi I., Rossi M. (1994).Calcareous planktonic biostratigraphy of the marne aOrbulina unit (Miocene, central Italy). Giorn. Geol., 56,139-153.

Panseri C. (1953) - Sul rinvenimento di spugne siliceee nelle


marne langhiane di Rocca di Cave. Pubbl. Ist. Geol. Univ.Roma, 6, 1-3.

Patacca E., Scandone P., Bellatalla M., Perilli N., Santini U.(1991) - La zona di giunzione tra l’arco appenninico setten-trionale e l’arco appenninico meridionale nell’Abruzzo e nelMolise. Studi Geol. Camerti, vol. spec. 1991/2, 417-441.

Pomar L. (2001a) - Types of carbonate platforms: a geneticapproach. Bas. Res., 13, 313-334.

Pomar L. (2001b) - Ecological control of sedimentaryaccommodation: evolution from a carbonate ramp torimmed shelf, Upper Miocene, Balearic Islands. In:Camoin G. (Ed.), Paleoceanology of reefs and carbonateplatforms: Miocene to modern. Palaeogeo., Palaeoclim.,Palaeoecol., 175, 249-272.

Pomar L., Obrador A., Westphal H. (2002) - Sub-wavebasecross-bedded grainstones on a distally steepened carbonateramp, upper Miocene, Menorca, Spain. Sedimentology, 49,139-169.

Posamentier H.W., Jervey M.T., Vail P.R. (1988) - Eustatic con-trols on clastic deposition I: conceptual framework. In:Wilgus C.K., Hastings B.S., Kendall C.G.St.C.,Posamentier H.W., Ross C.A., Van Wagoner J.C. (Eds.),Sea-Level Changes: An Integrated Approach. SEPM Spec.Pubbl., 42, 109-124.

Praturlon A., Sirna G. (1976) - Ulteriori dati sul margine ceno-maniano della piattaforma carbonatica laziale-abruzzese.Geologica Romana, 15, 83-111.

Read J.F. (1985) - Carbonate platform facies models. Am. Ass.Petrol. Geol. Bull., 69, 1-21.

Reid S.K., Dorobek S.L. (1993) - Sequence stratigraphy andevolution of a progradational, foreland carbonate ramp,lower Mississippian Mission Canyon Formation and strati-graphic equivalents, Montana and Idaho. In: Loucks R.G.,Sarg J.F. (Eds.), Carbonate Sequence Stratigraphy: RecentDevelopments and Applications. Am. Ass. Petrol. Geol.Mem., 57, 327-352.

Royden L.H. (1993) - Evolution of retreating subductionboundaries formed during continental collision. Tectonics,12, 629-638.

Royden L., Patacca E., Scandone P. (1987) - Segmentation andconfiguration of subducted lithosphere in Italy: an impor-tant control on thrust-belt and foredeep-basin evolution.Geology, 15, 714-717.

Spalletti L.A., Franzese J.R., Matheos S.D., Schwarz E. (2000)- Sequence stratigraphy of a tidally dominated carbonate-siliciclastic ramp; the Tithonian-early Berriasian of thesouthern Neuquén Basin, Argentina. Jour. Geol. Soc., 157,433-446.

Tucker M.E., Wright V.P. (1990) - Carbonate Sedimentology.482 pp., Blackwell Science, Oxford.

Vail P.R., Audemar D.F., Bowman S.A., Eisner P.N., Perez-CruzC. (1991) - The stratigraphic signature of tectonics, eustasyand sedimentology - an overview. In: Einsele G., Ricken W.,Seilacher A. (Eds.), Cycles and Event in Stratigraphy. 617-659, Springler -Verlag, Berlin Heidelberg.

Van Wagoner J.C., Mitchum R.M., Campion K.M., RahmanianV.D. (1990) - Siliciclastic sequence stratigraphy in welllogs, cores, and outcrops: concepts for high-resolution cor-relation of time and facies. Am. Ass. Petrol. Geol. Methodsin Exploration Series, 7.

Wright V.P., Burchette T.P. (1996) - Shallow-water carbonateenvironments. In: Reading H.G. (Ed.), Sedimentary envi-ronments: processes, facies and stratigraphy. 325-394,Blackwell Scienze, Oxford.

Zalaffi M. (1963) - Segnalazione di un livello con piccolecoproliti fosfatiche e glauconite nel Miocene del Laziomeridionale. Geologica Romana, 2, 321-341.

Accettato per la stampa: Marzo 2003


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