Imp.Martino& ASPETTI MORFOTETTONICI DELL’EVOLUZIONE GEOMORFOLOGICA DELLA VALLE DEL MELANDRO (APPENNINO CAMPANO-LUCANO) Claudio Martino 1 & Marcello Schiattarella 1 1 Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli Studi della Basilicata, Potenza RIASSUNTO: C. Martino & M. Schiattarella, Aspetti morfotettonici dell’evoluzione geomorfologica della valle del Melandro (Appennino campano-lucano). (IT ISSN 0394-3356, 2006). La valle del Melandro è una depressione tettonica che si sviluppa in direzione NO-SE lungo la zona assiale della catena sud-appenni- nica. È colmata da sedimenti quaternari che giacciono su due grandi unità tettoniche sovrapposte: l’Unità dei Monti della Maddalena, costituita prevalentemente da carbonati meso-cenozoici di mare basso, a tetto e le Unità Lagonegresi, formate da successioni pelagi- che mesozoico-terziarie, a letto. Tali caratteri rendono l’area particolarmente adatta alla stima dei tassi di sollevamento: sono infatti presenti successioni sufficientemente resistenti all’erosione da conservare diversi elementi morfotettonici relativamente antichi, con particolare riferimento alle superfici erosionali sospese, sufficientemente vincolabili cronologicamente grazie alla presenza di succes- sioni plioceniche e pleistoceniche. I tassi di sollevamento sono stati calcolati usando la differenza di quota tra superfici erosionali ed il livello di base assoluto (livello del mare) e locale (talweg attuale). Sono stati inoltre stimati i tassi di sollevamento per intervalli temporali compresi tra due fasi di erosione consecutive (sollevamento “partizionato”), considerando la differenza di quota tra un dato ordine di superfici e quello immediatamente più giovane. Nella valle e sui rilievi contigui sono stati distinti quattro ordini di superfici erosionali con peculiari caratteristiche morfologiche, che dif- feriscono tra la dorsale carbonatica in sinistra orografica ed il fianco opposto in terreni lagonegresi. L’ordine più antico (S1) corrispon- de alla Paleosuperficie Auctt. di età altopliocenica, poichè rasa depositi marini del Pliocene inferiore-medio affioranti sui Monti della Maddalena. Morfologicamente incastrate nella superficie sommitale appaiono le superfici S2, S3 ed S4. Le superfici S3 rasano il riem- pimento continentale del bacino della valle del Melandro del Pleistocene inferiore: ciò permette di attribuire tale ordine alla parte alta del Pleistocene inferiore, al passaggio con il Pleistocene medio. Le superfici S2, interposte tra S1 e S3, sono conseguentemente attri- buibili al Pleistocene inferiore. Infine, le superfici S4 sono databili al Pleistocene superiore per correlazione morfostratigrafica su scala regionale. Le superfici S1, modellate nel Pliocene superiore, sono state tettonicamente sbloccate durante l’inizio del Pleistocene infe- riore, mentre quelle S2, che si sono formate prima della deposizione del riempimento continentale del bacino della valle del Melandro, hanno iniziato a sollevarsi durante l’episodio tettonico regionale di età emiliana. I glacis erosionali S3, modellati dopo l’aggradazione del bacino ad opera dei depositi alluvionali, sono stati disattivati e sollevati al debutto del Pleistocene medio, mentre i terrazzi erosio- nali (S4), morfologicamente incastrati nei precedenti, hanno subito un sollevamento durante il Pleistocene superiore. I due fianchi del bacino presentano modalità di sollevamento differenti. Nel corso del Pleistocene inferiore, il versante in destra orogra- fica si solleva più velocemente rispetto a quello opposto, mentre - a partire dal Pleistocene medio - avviene il contrario. In generale, i tassi di sollevamento calcolati per l’intero bacino della valle del Melandro hanno messo in evidenza un decremento dei valori tra il Pleistocene inferiore e quello medio, considerando il sollevamento locale e “partizionato”, a differenza dei dati relativi al sollevamento regionale che descrivono un trend crescente a partire dall’inizio del Pleistocene. La comparazione tra le quote dei relitti di superfici erosionali con il profilo longitudinale del Fiume Sele, a partire dal Torrente Pergola (affluente del Fiume Melandro, che fa appunto parte del sistema idrografico a recapito tirrenico del Sele), ha permesso di ipotizzare una formazione in ambiente genetico fluviale delle superfici S3 ed S4 ben al di sopra del livello del mare. Queste presentano, infatti, un andamento conforme a quello del profilo longitudinale del Fiume Sele. Le superfici S1 ed S2 hanno, invece, un andamento molto regolare e prossimo alla orizzontalità, come possibile conseguenza di un modellamento in corrispondenza del livello del mare, geneti- camente legato all’azione dell’abrasione marina. Queste considerazioni permettono di operare una correzione alla stima dei tassi di sollevamento regionale per le superfici S3, sulla base della differenza di quota che intercorre tra tali superfici ed il paleo-livello di base relativo alla parte alta del Pleistocene inferiore, impostato sui conglomerati di Eboli. Tale correzione modifica l’andamento del tasso di sollevamento regionale e lo rende congruente con i tassi di uplift locale e “partizionato”. ABSTRACT: C. Martino & M. Schiattarella, Morphotectonics and Quaternary geomorphological evolution of the Melandro Valley, southern Apennines, Italy. (IT ISSN 0394-3356, 2006). The target of this study is to furnish new data on the morphotectonic setting of a key-area of the southern Italian Apennines, the valley of Melandro River, by means of both geomorphological and structural analyses. Further, a fruitful attempt of morphostratigraphic cor- relation of several orders of sub-horizontal land surfaces and flat summit landscapes with other similar geomorphic features on a regio- nal scale has been done. The age attribution of such features to sufficiently constrained Pliocene and Pleistocene time intervals allowed the calculation of the regional and local uplift rates and the reconstruction of the morphotectonic history of the study area. The Melandro River basin is a tectonic depression located in the axial zone of the south-Apennines chain, a fold-and-thrust belt strongly uplifted and fragmented by neotectonics and therefore characterized by many Quaternary longitudinal and transversal morphostructu- ral depressions. The uplift rates have been estimated using geomorphological, stratigraphical and structural data. Geomorphic data consist essentially of elevation values, ages and arrangement of erosional gently dipping land surfaces and other morphotectonic indicators. The morpho- structural evolution of the Melandro River basin is characterized by stages of uplift alternated with slack periods in which the erosional surfaces developed. In particular, four generations of land surfaces have been detected on the basis of both field survey and map analysis. The age of these surfaces have been defined on the basis of morphostratigraphic relationships with the Pliocene and Quaternary deposits. Specifically, the oldest surface was sculptured also in the marine Pliocene deposits whereas the intermediate sur- face cuts the continental lower Pleistocene sediments filling the main depression. The youngest surface is late Pleistocene in age, as verified for similar terraces in adjacent areas. The uplift rates have been calculated on the basis of the difference in height between the absolute (sea level) or local (present-day talweg) erosion base levels and the several generations of land surfaces. Further, in this study we also calculated the stage (or partitioned) uplift on the basis of the difference in height between a given order of land surfaces and that immediately younger, aiming to consider the behaviour trend in specific time intervals. The trend of stage uplift is characterized by two increments: the first during the upper part of the early Pleistocene and the second during the late Pleistocene. New data permitted us to restore the palaeomorphology of the different land surfaces and, by comparing them with present-day longi- tudinal stream profiles, to formulate suitable hypotheses on the genetic environments of these ancient erosional flat landscapes. In par- ticular, the older surfaces seem to be generated at the sea level by marine erosion, whereas the younger ones show a continental ori- gin, maybe related to cold periods of the Pleistocene, and were altered under warm-humid climatic conditions, as deduced from the presence of peculiar weathering fronts and as suggested by correlations with the global sea-level changes. Parole chiave: Geomorfologia strutturale, superfice erosionale, tasso di sollevamento, Val Melandro, Appennino campano-lucano. Keywords: Structural geomorphology, land surface, uplift rate, Melandro Valley, southern Apennines (Italy). Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 19(1), 2006 - 119-128 120 C. Martino & M. Schiattarella 1. INTRODUZIONE Negli ultimi anni viene registrato un sempre cre- scente interesse verso le problematiche relative alle velocità di sollevamento e alle conseguenti implicazioni sull’evoluzione geomorfologia di aree orogeniche. Per l’Appennino meridionale simili tematiche sono state affrontate, recentemente, con approcci multidisciplinari volti alla comparazione tra sollevamento e smantella- mento erosivo (SCHIATTARELLA et al., 2003, 2006; BOENZI et al., 2004). La valle del Melandro è una depressione tettonica che si sviluppa in direzione NO-SE lungo la “zona assiale” (sensu ORTOLANI et al., 1992) della catena sud- appenninica. È colmata da sedimenti quaternari che giacciono su due grandi unità tettoniche sovrapposte: l’Unità dei Monti della Maddalena, costituita prevalente- mente da carbonati meso-cenozoici di mare basso, a tetto e le Unità Lagonegresi, formate da successioni pelagiche mesozoico-terziarie, a letto. Tali caratteri ren- dono l’area particolarmente adatta alla stima dei tassi di sollevamento: sono infatti presenti successioni strati- grafiche sufficientemente resistenti all’erosione da con- servare diversi elementi morfotettonici relativamente antichi, con particolare riferimento alle superfici erosio- nali sospese, databili grazie alla presenza di successio- ni plioceniche e pleistoceniche. L’evoluzione geomorfologica della valle del Melandro è stata fortemente condizionata da più fasi di sollevamento, peraltro caratterizzate da un differente comportamento dei due fianchi del bacino. Infatti, nel corso del Pleistocene inferiore, il versante in destra oro- grafica si è sollevato più velocemente rispetto a quello opposto, mentre - a partire dal Pleistocene medio – è avvenuto il contrario. Nella valle e sui rilievi contigui sono stati distinti quattro ordini di superfici erosionali con peculiari carat- teristiche morfologiche, che differiscono tra i Monti della Maddalena in sinistra orografica ed il fianco oppo- sto in terreni lagonegresi. Tali elementi morfotettonici, datati grazie ai rapporti con i depositi plio-pleistocenici, sono stati utilizzati nella stima dei tassi di sollevamento. Quest’ultimi sono stati calcolati usando la differenza di quota tra superfici erosionali ed il livello di base assolu- to (livello del mare) e locale (talweg attuale). Inoltre, sono stati stimati i tassi di sollevamento per intervalli temporali compresi tra due fasi erosive consecutive (tasso di sollevamento “partizionato” o stage uplift rate di SCHIATTARELLA et al., 2006), considerando la differenza di quota tra un dato ordine di superficie e quello imme- diatamente più giovane. 2. INQUADRAMENTO GEOLOGICO E GEOMORFOLOGICO L’area investigata è una piccola porzione del pri- sma di accrezione sud-appenninico derivante dalla deformazione di diverse unità paleogeografiche ubicate lungo il margine passivo mesozoico della placca adria- tica e della copertura ofiolitifera proveniente da un adia- cente braccio dell’oceano tetideo (D’ARGENIO et al., 1986; SGROSSO, 1988; PESCATORE et al., 1999, tra gli altri). Le differenti unità tettoniche sono sovrascorse l’una sull’altra con vergenza adriatica. Da ovest verso est si riconoscono: i) le unità interne, che rappresenta- no un prisma di accrezione oligo-miocenico con blocchi di ofioliti, corredato da depositi sintettonici del Miocene inferiore; ii) la piattaforma appenninica; iii) le Unità Lagonegresi, derivanti dalla deformazione del bacino omonimo; iv) le Unità Irpine, depositatesi in bacini satel- lite e di avanfossa nel Miocene medio-superiore al di sopra delle Unità Lagonegresi deformate; v) la piattafor- ma apula. La deformazione delle differenti unità paleogeo- grafiche è iniziata secondo alcuni autori nel Miocene inferiore (D’ARGENIO et al., 1986; PATACCA & SCANDONE, 2001, tra gli altri) e per altri nell’Oligocene superiore (PESCATORE et al., 1999) ed è proseguita con la migra- zione di sovrascorrimenti, bacini di thrust-top ed avanfosse sino al Pleistocene (PI E R I et al., 1997; PATACCA & SCANDONE, 2001, tra gli altri). L’edificio appenninico così strutturato è stato ampiamente dislo- cato da faglie ad alto angolo, plio-quaternarie trascor- renti ed estensionali (SCHIATTARELLA, 1998). Il sollevamento dell’Appennino meridionale è strettamente collegato alle fasi tettoniche plio-pleisto- ceniche avvenute all’interno del sistema Mar Tirreno – catena. Nel Pliocene medio si è sviluppata una impor- tante fase tettonica (ORTOLANI, 1978), marcata tra l’altro da una vistosa discordanza angolare nel bacino dell’Ofanto (GIANNANDREA, 2003). Durante il Pliocene superiore domina il fagliamento trascorrente (RUSSO & SCHIATTARELLA, 1992; ASCIONE & CINQUE, 1995) con la for- mazione di alti e bassi strutturali secondo i meccanismi della trastensione e della traspressione (ORTOLANI et al., 1992). In questo periodo ha luogo la subsidenza del bacino di Vavilov (SARTORI, 1989) ed un modesto solle- vamento del settore peritirrenico della catena accom- pagnato dalla formazione dei bacini del Golfo di Salerno, della piana del Fiume Garigliano e di quella del Fiume Volturno (BRANCACCIO et al., 1991). I sollevamenti più significativi, però, iniziano con il Pleistocene, in coincidenza di due importanti fasi parossistiche. La prima, sviluppatasi a partire dall’inizio del Pleistocene inferiore, è caratterizzata da forti sollevamenti in catena e dalla contemporanea sedimentazione di imponenti serie clastiche continentali - quali i Conglomerati di Auletta (ASCIONE et al., 1992), i Conglomerati di Eboli (BRANCACCIO et al., 1991) e i depositi del Pergola- Melandro (LIPPMAN PROVANSAL, 1987; SANTANGELO, 1991) - e marine (D’ARGENIO et al., 1986; BRANCACCIO et al., 1991). Una seconda fase parossistica accompagna l’i- nizio del Pleistocene medio con notevoli sollevamenti differenziali che hanno portato ad una disorganizzazio- ne della rete idrografica con la formazione di diversi bacini intermontani lacustri quali, ad esempio, il Vallo di Diano e il bacino di Acerno (D’ARGENIO et al., 1986; BRANCACCIO et al., 1991). Durante gli intervalli freddi del Pleistocene medio si assiste alla rapida evoluzione delle scarpate di faglia per recessione rettilineo-parallela lungo l’intera fascia peritirrenica (BRANCACCIO et al., 1979) ed i detriti generati ingombrano le valli e colmano i bacini lacustri determinando gli imponenti accumuli clastici attualmente terrazzati e riconoscibili in tutti i bassi morfologici. Nel periodo compreso tra le due fasi parossisti- che registrate nel Mar Tirreno ha luogo la subsidenza del bacino dei Marsili, a partire da 1.3 Ma (SARTORI, 1989), mentre i fenomeni di uplift si propagano anche nei settori più esterni della catena, nella Fossa bradani- ca e nell’avanpaese (WESTAWAY, 1993). In questo stesso periodo, una “fase” tettonica in catena, iniziata 1.2 Ma, è responsabile del sollevamento delle superfici erosio- nali del Pliocene superiore e Pleistocene inferiore (SCHIATTARELLA et al., 2003). Durante il Pleistocene superiore si assiste ad una sostanziale stabilità del settore peritirrenico, come testi- moniato dai terrazzi tirreniani posti pochi metri sul livel- lo del mare lungo tutta la costa (COSENTINO & GLIOZZI, 1988; BORDONI & VALENSISE, 1998; tra gli altri). In questo periodo si sollevano principalmente la zona assiale, il fronte della catena, la Fossa bradanica e settori dell’a- vampaese (COSENTINO & GLIOZZI, 1988; WESTAWAY, 1993; BORDONI & VALENSISE, 1998; CUCCI & CINTI, 1998; AMATO, 2000; SCHIATTARELLA et al., 2003, 2006). La depressione tettonica della valle del Melandro rappresenta uno dei diversi bacini intermontani pleisto- cenici dell’Appennino meridionale (Fig. 1). Tra i bacini posti lungo la zona assiale della catena, è l’unico con depositi di età infrapleistocenica (LIPPMAN PROVANSAL, 121Aspetti morfotettonici ... 1987), mentre gli altri (Vallo di Diano, alta Val D’Agri, Bacino del Mercure) sono non più antichi del Pleistocene medio. Bacini di età comparabile sono invece ubicati lungo il settore tirrenico della catena (bacino di Auletta, area dei Conglomerati di Eboli). La valle del Melandro è aggradata da depositi alluvionali del Pleistocene inferiore (LIPPMAN PROVANSAL, 1987) distinti in tre unità litostratigrafiche separate da paleosuoli e superfici di erosione (GIANO & MARTINO, 2003). Tali depositi sono spianati da una superficie ero- sionale che si estende, seppure in modo frammentato, lungo tutto l’asse vallivo e si raccorda con i versanti dei rilievi adiacenti (MARTINO, 2005). Oltre alla superficie impostata sui depositi continentali del bacino, sono state riconosciute diverse superfici di spianamento sia sui Monti delle Maddalena, a quote superiori ai 1000 m, che sui monti che delimitano la valle ad oriente, tra gli 800-900 m e i 1100-1300 m (SANTANGELO, 1991). Fig. 1 - Carta geologica schematica del bacino del Fiume Melandro. Geological sketch map of the Melandro River basin. 122 3. ANALISI MORFOSTRUTTURALE I margini del bacino della valle del Melandro sono contrad- distinti da un andamento molto irregolare a causa di un’evoluzio- ne tettonica polifasica (Fig. 1). Dall’analisi statistica delle meso- faglie rilevate in massima parte nel massiccio carbonatico dei Monti della Maddalena è stato possibile osservare una cinema- tica polifasica per tutte le princi- pali famiglie di faglia (Fig. 2). Alcune faglie mostrano un carat- tere sin-sedimentario rispetto ai depositi alluvionali del Plei- Fig. 2 - Diagramma a rosetta delle mesofaglie misurate nell’area del bacino del Fiume Melandro e frequenza relativa delle cinematiche delle faglie. Rose diagram of the mesoscopic faults from the study area and frequency of kinematic beha- viour of fault sets. Fig. 3 - Carta morfostrutturale del bacino del Fiume Melandro. Morphostructural map of the Melandro River basin. C. Martino & M. Schiattarella 123 stocene inferiore (GIANO & MARTINO, 2003). Nell’ambito del bacino e dei rilievi al contorno sono stati individuati quattro ordini di superfici (Fig. 3) che decrescono di quota sia lungo il fianco occidentale (Monti della Maddalena) che lungo quello orientale (Fig. 4). L’ordine più antico (S1) corri- sponde alla Paleosuperficie Auctt. di età altopliocenica: sulla sommità della dorsale dei Monti della Maddalena, e segnata- mente in località La Conca, rasa infatti depositi marini del Pliocene inferiore-medio. Morfologicamente incastrate nel paleopaesaggio S1 appaiono le superfici S2, S3 ed S4. Le superfici S3 rasano il riempi- mento continentale del bacino della Valle del Melandro, datato al Pleistocene inferiore (LIPPMAN PROVANSAL, 1987): ciò permette di attribuire tale ordine alla parte alta del Pleistocene inferiore. Le superfici S2, interposte tra quel- le S1 ed S3, sono conseguente- mente attribuibili al Pleistocene inferiore. Infine, le superfici S4 sono state certamente disattiva- te nel Pleistocene superiore, in accordo con quanto rilevato in aree limitrofe da SCHIATTARELLA et al. (2003), e pertanto la loro genesi può essere compresa tra la parte alta del Pleistocene medio e il Pleistocene superiore. Le superfici S1, modellate nel Pliocene superiore, sono state tettonicamente sbloccate durante l’inizio del Pleistocene inferiore (B R A N C A C C I O et al. , 1991; S C H I A T T A R E L L A et al. , 2003), mentre quelle S2, che si sono formate prima della depo- sizione del riempimento conti- nentale del bacino della valle del Melandro, hanno iniziato a solle- varsi durante l’episodio tettoni- co emiliano (D’ARGENIO et al., 1986), ed in particolare in corri- spondenza dell’intervallo 1.2-1.3 Ma (S A R T O R I , 1989, 1990; SCHIATTARELLA et al., 2003). I gla- cis erosionali S3, modellati dopo l’aggradazione del bacino ad opera dei depositi alluvionali, si sono sollevati al debutto del Pleistocene medio (BRANCACCIO et al., 1991; Schiattarella et al., 2003), mentre i terrazzi erosio- nali S4, morfologicamente inca- strati nei precedenti, hanno subito un sollevamento durante il Pleistocene superiore (0.125 Ma in B O R D O N I & V A L E N S I S E , 1998, e SC H I A T T A R E L L A et al., Fig. 4 - A: Panoramica dei Monti della Maddalena. È possibile osservare la Paleosuperficie Auctt. (S1), che rasa la sommità della dorsale carbonatica, e le superfici S2 ed S3 in essa morfologicamente incastrate. B: Panoramica della destra orografica del bacino. È possibile osservare la superficie sommitale (S1) che rasa i rilievi modellati nella successione mesozoica lagonegrese. Incastrate nel paesaggio della paleosuperficie sommitale sono ben evidenti le superfici più giovani S2 ed S3. A: General view of the Maddalena Mts: note the highest and oldest palaeosurface (S1) cutting the top of the carbonate ridge, and the younger and lower S2 and S3 land surfaces. B: General view of the right flank of the basin: note the summit land surface cutting the top of the moun- tains formed of Lagonegro units, and the younger and lower S2 and S3 land surfaces. Fig. 5 - Esempi di profili morfostratigrafici trasversali al bacino, utilizzati per la stima dei tassi di sollevamento. Examples of morphostratigraphic cross-sections through the basin used for the estimate of uplift rates. 2003). La stima dei tassi di uplift, calcolati sulla base della distribuzione altimetrica delle superfici sopra discusse, dei profili morfostratigrafici che ne derivano (Fig. 5), e dell’attribuzione dei marker a range di età Aspetti morfotettonici ... 124 relativamente ristretti (Fig. 6), ha permesso di apprezza- re una differente dinamica del sollevamento per i due fianchi del bacino: nel corso del Pleistocene inferiore, il versante in destra orografica si solleva più velocemente rispetto a quello opposto, mentre a partire dal Pleistocene medio avviene il contrario. In generale, i tassi di sollevamento calcolati per l’intero bacino della valle del Melandro hanno messo in evidenza un decre- mento dei valori tra il Pleistocene inferiore e quello medio, considerando il sollevamento locale e “partizio- nato”, a differenza dei dati relativi al sollevamento regionale che descrivono un trend crescente a partire dall’inizio del Pleistocene. La comparazione tra le quote dei relitti di superfici erosionali con il profilo longitudinale del Fiume Sele (Fig. 7a), a partire dal Torrente Pergola (affluente del Fiume Melandro, che fa appunto parte del sistema idro- grafico a recapito tirrenico del Sele), ha permesso di ipotizzare una formazione in ambiente genetico fluviale - e ben al di sopra del livello del mare - delle superfici S3 ed S4. Queste presentano, infatti, un andamento conforme a quello del profilo longitudinale del Fiume Sele. Le superfici S1 ed S2 hanno, invece, un anda- mento molto regolare e prossimo all’orizzontalità (Fig. 7), come possibile conseguenza di una formazione in corrispondenza del livello del mare e geneticamente legata all’azione dell’abrasione marina. Queste conside- razioni permettono di operare una correzione alla stima dei tassi di sollevamento regionale per le superfici S3, sulla base della differenza di quota che intercorre tra tali superfici ed il paleo-livello di base relativo alla parte alta del Pleistocene inferiore, impostato sui conglomerati di Eboli (BRANCACCIO et al., 1991). Tale correzione modifica l’andamento del tasso di sollevamento regionale e lo rende congruente con i tassi di uplift locale e “partizio- nato” (Fig. 8). Inoltre, il tasso di sollevamento regionale così corretto calcolato a 1.2 Ma risulta essere pari a circa 1 mm/a, che è un valore corrispondente al tasso di subsidenza del bacino di Marsili, stimato per lo stes- so periodo da SARTORI (1989). Le superfici S1 sono riconducibili alla Paleosuperficie Auctt. a sviluppo regionale, la cui for- mazione è avvenuta durante il Pliocene superiore. In questo periodo il rilievo era molto modesto (BARTOLINI, 2003), per cui le oscillazioni positive del livello del mare hanno giocato un ruolo fondamentale nello spianamen- to di aree molto ampie (Fig. 9). Un discorso analogo sembra valere anche per le superfici S2, che in parte sono state modellate - sempre in corrispondenza del livello del mare - a partire dalle morfologie dei paleo- paesaggi altopliocenici e quindi ereditate dalle superfici S1. Considerando un intervallo temporale di formazione per la superficie S1 di almeno 0.4-0.5 Ma, che termina a 1.8 Ma con l’inizio del sollevamento, si può osservare dalla curva eustatica che in questo periodo il livello del mare si trovava mediamente a -40 m rispetto all’attuale (Fig. 10). All’interno di questo intervallo temporale vi sono state almeno cinque importanti oscillazioni positi- ve del livello del mare (rispetto ai -40 m), che con ogni probabilità hanno giocato un ruolo fondamentale nel modellamento della superficie. Per le superfici S2 si può ipotizzare un periodo di formazione più breve (circa 0.25 Ma), essendo queste in parte il prodotto del rimo- dellamento di quelle S1, come segnalato per la vicina area della Val d’Agri (BOENZI et al., 2004). La compara- Fig. 6 - Diagrammi relativi alle variazioni nel tempo dei tassi di sollevamento regionali, locali e locali partizionati stimati per l’area del bacino del Fiume Melandro. Diagrams showing the variations during the Quaternary of regional, local and stage uplift rates from the Melandro basin area. zione con la curva eustatica suggerisce che le superfici S2, sollevate a partire da 1.2 Ma (SCHIATTARELLA et al., 2003), si sono formate in un periodo in cui il livello del mare si trovava mediamente a -60 m. Probabilmente gran parte del modellamento è avvenuto ai due estremi di tale intervallo temporale, in coincidenza di due signi- ficative risalite del livello del mare (Fig. 10). Le superfici S3 ed S4 sono state modellate a quote di alcune centinaia di metri al di sopra del livello del mare (Fig. 7), presumibilmente durante periodi fred- di, come ipotizzato da LIPPMAN PROVANSAL (1987) per la formazione dei glacis corrispondenti alle superfici S3, avvenuta in ambiente periglaciale. Il fatto che in simili contesti morfoclimatici si possono formare aree pede- montane sub-pianeggianti molto ampie è in accordo con l’estensione delle superfici S3 ed il loro raccordo morfologico a profilo concavo con i versanti adiacenti (Fig. 11). I glacis erosionali S3 sono caratterizzati da un carapace di alterazione spesso alcuni metri. In corri- spondenza delle alluvioni del Pleistocene inferiore, tale orizzonte è caratterizzato da una generale ossidazione dei depositi che conferisce una tipica colorazione ros- sastra. Laddove la superficie S3 insiste sul substrato C. Martino & M. Schiattarella 125 Fig. 7 - a) Comparazione del profilo longitudinale del Fiume Sele -Torrente Pergola con i lembi dei diversi ordini di superfici erosionali relitte; b) ricostruzione della paleomorfologia delle stesse superfici effettuata sulla base della restituzione del rigetto delle faglie. a) Comparison of longitudinal stream profile of the Sele-Pergola rivers and land-surface relicts; b) palaeomorphological reconstruction of land surfaces by fault displacement restoration. Fig. 8 - Tasso di sollevamento regionale corretto sulla base della ricostruzione dei paleolivelli di base dell’erosione (cfr. Fig. 8). Base-level-corrected regional uplift rate (cf. Fig. 8). Fig. 9 - Diagramma a blocchi della possibile genesi multitem- porale delle superfici erosionali S1 ed S2; a) abrasione marina durante i periodi di oscillazione positiva del livello eustatico; b) successivo modellamento ad opera dei corsi d’acqua. Block diagram illustrating the possible two-step origin of the S1 and S2 land surfaces; a) marine erosion during sea-level rai- sing periods; b) subsequent shaping of the surface by fluvial erosion. ➧ Aspetti morfotettonici ... pre-quaternario, si può osservare un fronte di weathe- ring spesso 2-3 m, caratterizzato - in special modo nei litotipi costituiti da un’alternanza di livelli argillosi e litoi- di, come ad esempio nella Formazione dei Galestri – da blocchi litoidi di varie dimensioni immersi in una matrice argillosa fortemente alterata. Inoltre, all’interno della componente argillosa è possibile osservare delle pla- ghe biancastre, corrispondenti a livelli di precipitazione calcarea prossimi alla superficie, che ricalcano l’anda- mento della topografia e, segnatamente, delle superfici piane o blandamente ondulate. L’insieme di questi caratteri fa supporre che il carapace di alterazione si sia formato in un clima caldo-umido e con la superficie non ancora dissecata dall’erosione lineare. Simili fronti regolitici possono essersi formati poco prima dell’inizio del sollevamento del glacis, periodo in cui si registra un picco eustatico positivo (Fig. 10). 4. CONSIDERAZIONI FINALI Il bacino della Valle del Melandro è caratterizzato da un’evoluzione morfotettonica polifasica che ha determinato una complessa articolazione dei suoi mar- gini. Episodi di sollevamento sono intervallati a periodi di stasi durante i quali sono state generate superfici erosionali, organizzate in quattro ordini distribuiti tem- poralmente dal Pliocene superiore al Pleistocene supe- riore. I tassi di sollevamento, calcolati grazie all’attribu- zione cronologica per correlazione morfostratigrafica delle superfici ad intervalli temporali sufficientemente vincolati, hanno permesso di evidenziare un comporta- mento differenziale del sollevamento dei due fianchi del bacino, più rapido in destra orografica durante il Pleistocene inferiore e a velocità invertite a partire dal Pleistocene medio. In generale, i tassi di uplift calcolati per l’intero bacino della Valle del Melandro mostrano per il sollevamento locale e “partizionato” un decre- mento dei valori tra il Pleistocene inferiore e quello medio, a differenza dei dati relativi al sollevamento regionale che descrivono un andamento crescente a partire dall’inizio del Pleistocene. La ricostruzione del paleolivello di base riferibile alle superfici S3 ed S4 per- 126 Fig. 10 - Intervalli cronologici in cui si sono modellati i diversi ordini di superfici, nel quadro della curva eustatica plio-quater- naria (modificata da BINTANJA et al., 2005, per il primo milione di anni; per la restante parte ricavata dalla curva degli isotopi dell’ossigeno di GRADSTEIN et al., 2004). Time intervals related to the genesis of different land surface, in the frame of the global sea level curve (modified after BINTANJA et al., 2005, for the last 1 My, and reconstructed for the remaining part by means of marine oxygen-18 isotope curve after GRADSTEIN et al., 2004). Fig. 11 - Raccordo concavo tra il versante settentrionale del Monte Il Crocifisso e la superficie S3 di Serra Murgia Longa, impostata sui conglomerati del Pleistocene inferiore. Concave profile of the northern slope of Mt. Il Crocifisso con- nected with the S3 land surface of the Serra Murgia Longa lower Pleistocene conglomerates. C. Martino & M. Schiattarella mette di operare una correzione al valore del tasso di sollevamento regionale, che in seguito a questa modifi- ca assume un trend comparabile con quello del solleva- mento locale e “partizionato”. La comparazione tra il profilo longitudinale del Fiume Sele con i lembi delle superfici relitte ha permes- so di ipotizzare per le superfici S1 ed S2 una formazio- ne in corrispondenza del livello del mare e per quelle più giovani (S3 ed S4) un modellamento avvenuto alcu- ne centinaia di metri al di sopra del livello di base asso- luto. Le superfici S1 ed S2 sono state modellate proba- bilmente durante le oscillazioni positive del livello del mare del Pliocene superiore e del Pleistocene inferiore. Al contrario, le superfici S3 ed S4 sono state scolpite durante fasi climatiche fredde che hanno generato ampi glacis in roccia. Inoltre, le superfici S3 sono caratteriz- zate da uno spesso carapace di alterazione probabil- mente prodotto in un clima caldo-umido. Si può dun- que ipotizzare che il glacis S3 è il prodotto derivante dall’accoppiamento di un regime climatico di tipo peri- glaciale, che ha favorito lo spianamento, con un suc- cessivo periodo caldo-umido, durante il quale è stata alterata la superficie. RINGRAZIAMENTI Gli autori desiderano ringraziare due referee ano- nimi per gli utili suggerimenti. Lavoro finanziato con il contributo Cofin PRIN 2005, Unità Operativa dell’Università della Basilicata (Resp. M. Schiattarella). BIBLIOGRAFIA AMATO A. (2000) - Estimating Pleistocene Tectonic Uplift Rates in the Southern Apennines (Italy) from Erosional Land Surfaces and Marine Terraces. In: Slaymaker O. (ed.), “Geomorphology Human Activity and Global Enviromental Change”. John Wiley & Sons, New York, 67-87. ASCIONE A. & CINQUE A. 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