Imp.Tropeano& DEPOSITI CARBONATICI INFRAPLEISTOCENICI DI TIPO FORAMOL IN SISTEMI DI SCARPATA (SALENTO - ITALIA MERIDIONALE) Marcello Tropeano1, Luigi Spalluto2, Massimo Moretti2-3, Piero Pieri2-3 & Luisa Sabato2 1Dipartimento di Scienze Geologiche, Università della Basilicata, Campus di Macchia Romana, 85100, Potenza 2Dipartimento di Geologia e Geofisica, Università di Bari, via Orabona 4, 70125, Bari 3Centro Interdipartimentale di Ricerca per la Valutazione e Mitigazione del Rischio Sismico e Vulcanico, Università di Bari, Palazzo di Scienze della Terra, via Orabona 4, 70125, Bari RIASSUNTO: Tropeano M., Spalluto L., Moretti M., Pieri P. & Sabato L., Depositi carbonatici infrapleistocenici di tipo foramol in sistemi di scarpata (Salento - Italia meridionale). IT ISSN 0394-3356, 2004. La Penisola salentina, fra Otranto e Santa Maria di Leuca, termina verso mare con un articolato e ripido pendio roccioso, che raccorda la porzione sommitale della regione (le Serre salentine, una sorta di modesto altopiano costituito da blandi rilievi ed ampie depressioni orientati quasi ortogonalmente alla costa) al Canale d'Otranto nel Mar Ionio. Il pendio roccioso è costituito da carbonati appartenenti a differenti unità stratigrafiche discordanti fra loro, la cui età è compresa fra il Cretaceo ed il Quaternario. Fra questi depositi sono stati studiati i più giovani, infrapleistocenici, presenti nella parte bassa del pendio roccioso fino al livello del mare, attribuiti in letteratura alle Calcareniti del Salento e ritenuti, prima di questo lavoro, di ambiente costiero. Questi depositi carbonatici di tipo foramol affiorano in maniera discontinua, presentano spessori variabili da pochi metri fino a diverse decine di metri e corrispondono a piccoli corpi isolati sviluppatisi in alcune brusche rientranze del pendio. In particolare, a Porto Miggiano (Santa Cesarea) ed a Castro Marina le successioni sono caratterizzate da lunghi clinoformi interrotti da nicchie di distacco di frane sottomarine evolutesi in piccoli canali effimeri. Le nicchie di distacco sono cicatrizzate da backset mentre i canali sono riempiti o da depositi simili a quelli incisi o, caoticamente, dagli stessi materiali in frana. Depositi di frana (slumps) ed altre soft-sediment defor- mation structures si riconoscono soprattutto nella parte bassa delle successioni, dove i clinoformi diminuiscono asintoticamente il loro angolo. L'insieme dei dati sedimentologici porta ad interpretare queste calcareniti come depositi di scarpata e base di scarpata sotto- marina, alimentati sia dai sistemi carbonatici di mare sottile presenti fra le Serre che da produzione lungo il pendio. Questi sistemi si sviluppavano in indentazioni del pendio e costituivano piccoli ed isolati aprons di profondità non elevata. L'interpretazione qui proposta porta a rivedere sia l'attribuzione formazionale dei depositi in oggetto sia le ipotesi circa l'evoluzione pleistocenica del Salento. Si suggerisce infatti di attribuire i depositi studiati alla Formazione della Calcarenite di Gravina, nota soprat- tutto nell'area delle Murge come l'unità che segna la fase di subsidenza dell'avampaese apulo indotta dalla propagazione verso est dell'orogene sudappenninico; inoltre, la posizione nella parte bassa del pendio dei depositi studiati, a differenza di quanto proposto in precedenza in letteratura, non indicherebbe una fase di stazionamento del mare lungo il pendio dopo un'iniziale fase di sollevamento infrapleistocenica della regione. Il sollevamento sarebbe avvenuto solo successivamente, così come evidenziato dalla presenza di una serie di terrazzi marini medio-suprapleistocenici riconosciuti nell'area salentina da altri autori a partire da quote superiori rispetto a quelle di affioramento dei depositi studiati. ABSTRACT: Tropeano M., Spalluto L., Moretti M., Pieri P. & Sabato L., Lower Pleistocene foramol-type carbonate deposits in slope systems (Salento - southern Italy). IT ISSN 0394-3356, 2004. Along the eastern Salento coast (Southern Italy), Cretaceous to Quaternary carbonates crop out on a 100 m high escarpment that con- nects a wide and relatively flat area to the Otranto Strait (Ionian Sea). Along the escarpment, faulted and tilted Cretaceous and Eocene limestones record deposition in shallow-marine and marginal carbonate environments. Younger carbonates disconformably overlie this substratum and they formed when the region was partially submerged. Accordingly, Priabonian to Messinian carbonates which crop out along the escarpment were interpreted as slope deposits linked to reef systems developed on the margin of the top area, while lower Pleistocene carbonates cropping out at the base of the same escarpment were considered coastal in origin and formed during the uplift of the region. Stratigraphic and sedimentologic studies carried out on these lower Pleistocene carbonates demonstrate that also these deposits should be considered as slope deposits. The studied carbonates are foramol-type ones and discontinuously crop out along the lower part of the escarpment. They show a variable thickness (from a few meters up to several tens) and often exhibit a fan morphology; they correspond to small isolated bodies (up to a few km2 wide) developed in some indentations of the escarpment, and are composed of coarse skeletal grains mainly deposited via slumpings or grain flows. Successions are characterized by long clinobeds cut by slump scars downward passing to gullies; backsets, slumps and chaotic deposits fill these erosional features. Clinobeds are alternatively made up of molechfor and rodhalgal facies which respectively record resedimentation by grain flows of shallow marine carbonates developed on top of the region and along-slope carbonate production. Depositional systems correspond to small shallow-marine aprons whose discontinuous distribution along the escarpment (inside indentations) should be considered an original feature. The idea that these deposits record the Sicilian sea-level along the escarpment should be abandoned as they are not coastal deposits. The studied deposits should be correlated to the Calcarenite di Gravina Formation which in other areas of the Apulian Foreland (which the Salento region belongs to) are considered as the deposits linked to the subsidence induced by the estward migration of the south- Apennines orogenic system. The Quaternary uplift of the Salento region should be begun after the deposition of the studied slope deposits, as indicated also by a series of middle-upper Pleistocene marine terraces which start at heights higher than those ones of the studied deposits. Parole chiave: carbonati di tipo foramol; depositi di scarpata; Pleistocene inferiore; Salento; Italia meridionale. Keywords: foramol-type carbonates; slope deposits; Early Pleistocene; Salento; southern Italy. Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 17(2/2), 2004, 537-546 538 M. Tropeano et al. 1. INTRODUZIONE In Puglia, principalmente nelle Murge e nel Salento, affiorano diffusamente carbonati plio-pleisto- cenici formatisi in contesti ambientali riconducibili a mare sottile (Ciaranfi et al., 1988). Questi carbonati, di ambiente temperato (Pieri, 1975) e con caratteri di tipo foramol (Tropeano, 1994a; 1994b), si deponevano sull'Avampaese Apulo quando la regione, caratterizzata da un esteso ed articolato sistema di alti e bassi morfo- strutturali, per progressiva subsidenza evolveva da area emersa a vasto arcipelago (Tropeano et al., 2002a). I caratteri morfostrutturali del substrato, dovuti sia all'e- voluzione tettonica terziaria dell'avampaese (Pieri, 1980; Iannone & Pieri, 1982; Tozzi, 1993; Festa, 2003) sia, in parte, a tettonica sinsedimentaria (Pieri et al., 1997), determinavano lo sviluppo di differenti sistemi deposizionali e facies nei diversi contesti di sedimenta- zione incontrati dalla trasgressione indotta dalla subsi- denza (Iannone & Pieri, 1979). In pratica si sviluppava sedimentazione carbonatica sia nei bracci di mare poco profondi che separavano gli alti morfostrutturali, sia lungo i versanti di questi ultimi (isole in via di sommer- sione), sia sulla loro sommità (banchi) quando gli alti venivano annegati (Tropeano & Sabato, 2000). I diffe- renti sistemi deposizionali evolvevano su un substrato roccioso carbonatico fagliato, ed i loro caratteri erano determinati sia dalla alternanza dei bassi e degli alti morfostrutturali sia, sui versanti di questi ultimi, dalla spaziatura delle faglie e dalla entità dei loro rigetti verti- cali. Se i versanti erano costituiti da estesi blocchi strut- turati da faglie a piccolo rigetto, si sviluppavano rampe carbonatiche a debole pendio, caratterizzate da sedi- mentazione subtidale e rari corpi di spiaggia (Tropeano & Sabato, 2000); se i versanti presentavano un pendio più pronunciato, corrispondente ad un esteso blocco roccioso tiltato o ad un substrato roccioso strutturato da faglie molto ravvicinate, si sviluppavano sistemi deposizionali caratterizzati da corpi sigmoidali di ambiente costiero (con geometrie tipo Gilbert) passanti distalmente in modo rapido ad ambienti di offshore (Pomar & Tropeano, 2001); se i versanti erano strutturati a gradinata da faglie con rigetti decametrici, i sistemi deposizionali a ridosso delle strutture erano caratteriz- zati da depositi di falesia a volte associati a delta ghiaiosi (Sabato, 1996; Tropeano & Sabato, 2000). Nelle depressioni, invece, si sviluppavano sistemi depo- sizionali relativi ad aree di canale o di golfo, sia protette rispetto al moto ondoso, talvolta con sedimentazione di tipo salmastro, sia aperte rispetto al moto ondoso (Iannone & Pieri, 1979; D'Alessandro et al., 2004). Sulla sommità dei rilievi, una volta sommersi, si sviluppavano infine piccole piattaforme carbonatiche isolate, caratte- rizzate da sedimentazione subtidale (Tropeano, 1994a; 1994b). Nel Salento meridionale, lungo la costa che si affaccia sul Canale d'Otranto (fra Otranto e Santa Maria di Leuca), alcune delle successioni carbonatiche infra- pleistoceniche affioranti sono state recentemente attri- buite a sistemi deposizionali di scarpata e di base di scarpata (Tropeano et al. 2000; 2002b), differenti quindi rispetto ai sistemi noti in letteratura e fin qui ricordati. Il presente lavoro, a carattere preliminare, intende offrire alcuni elementi interpretativi di questi nuovi sistemi deposizionali riconosciuti, che portano a proporre un quadro paleogeografico locale differente da quello noto in letteratura, e ad avanzare alcune considerazioni di carattere neotettonico e formazionale sull'area salentina investigata. 2. INQUADRAMENTO GEOLOGICO Il Salento rappresenta la porzione meridionale dell'Avampaese Apulo emerso (fig. 1A) e, come le altre porzioni dell'avampaese, è costituito in affioramento da una potente successione carbonatica mesozoica coperta, in maniera discontinua, da sottili unità più recenti a prevalente costituzione carbonatica (Palmentola, 1987; Ricchetti et al., 1988). Lo studio è stato condotto nella parte sudorienta- le della Penisola salentina, che rappresenta, sotto il profilo morfologico, una sorta di modesto altopiano limitato ad E (verso mare) da una scarpata a luoghi for- temente acclive. L’altopiano è caratterizzato dall'alter- nanza di blandi rilievi (le Serre salentine), con elevazioni massime di circa 190 m rispetto all'attuale livello del mare, e di estese e poco profonde depressioni, le cui quote raggiungono circa 120 m sul livello del mare. Questo sistema morfostrutturale, con orientazione NNO-SSE, ha condizionato lo sviluppo delle unità mari- ne più recenti, che si sono deposte e/o conservate nelle aree depresse prima del sollevamento quaternario della regione (Martinis, 1962; Palmentola & Vignola, 1980) (fig. 1A). La fascia costiera che si affaccia sul Canale d'Otranto (fra Otranto e Santa Maria di Leuca) è orien- tata quasi ortogonalmente al sistema di rilievi e depres- sioni delle Serre e qui, come accennato, l’altopiano ter- mina verso mare con un articolato e ripido pendio roc- cioso che raccorda bruscamente l'area delle Serre all'attuale piattaforma continentale (Budillon & Aiello, 1999). Il pendio roccioso è costituito in affioramento da carbonati appartenenti a differenti unità stratigrafiche discordanti fra loro e la cui età è compresa fra il Cretaceo ed il Quaternario. In sintesi, le unità carbonati- che supracretaciche e medioeoceniche rappresentano il substrato deformato su cui si sono addossate unità più giovani; infatti il pendio roccioso attualmente espo- sto ricorda per lunghi tratti il pendio sommerso che avrebbe caratterizzato la regione dal Priaboniano al Messiniano e sul quale si sedimentavano i depositi di scarpata relativi ai coevi sistemi deposizionali carbona- tici di scogliera che si sviluppavano sul margine della regione salentina (Bosellini et al., 1999). Per quanto riguarda le unità più giovani, plio-pleistoceniche, affio- ranti nella porzione meridionale del Salento e in parte lungo lo stesso pendio roccioso, queste sono state attribuite a differenti unità formazionali (Formazione di Leuca, Formazione di Uggiano La Chiesa, Calcareniti del Salento) e la loro età ed il loro significato ambientale e paleogeografico sono tuttora oggetto di dibattito (a titolo di esempio, la Formazione di Uggiano la Chiesa è considerata di età Pliocene medio-superiore da Bossio et al., 1987c, di età Pliocene medio-Santerniano da Bossio et al., 1997, e di età Pliocene superiore da Bosellini et al., 1999). In particolare, le Calcareniti del Salento affioranti nella parte bassa del pendio roccioso ed oggetto del presente lavoro (fig. 1B) sono state genericamente descritte nei lavori più recenti come depositi costieri (Bosellini et al., 1999), e la loro posizione nella parte bassa del pendio è stata addebitata ad uno staziona- mento del mare nel Siciliano, successivo quindi ad una fase infrapleistocenica (emiliana) di sollevamento della regione (Bossio et al., 1987a, 1987b). Depositi carbona- tici di età relativamente più antica (Formazione di Uggiano la Chiesa) sono invece segnalati sul rilievo ed occupano ampie aree depresse delle Serre (fig. 1B). Questa ricostruzione non sembra però coerente con alcuni studi di carattere paleoecologico e geomorfologi- co secondo i quali i depositi carbonatici infrapleistoceni- ci del porto di Castro (una delle tipiche località di affiora- 539Depositi carbonatici ... mento delle Calcareniti del Salento lungo il pendio roc- cioso oggetto di studio) andrebbero riferiti ad ambienti profondi almeno 100 m, quando anche la parte sommi- tale della regione salentina era ricoperta da una lama d'acqua non inferiore alla decina di metri, e sarebbero da attribuire sia all'Emiliano che al Siciliano (Taddei Ruggiero, 1983; 1993; 1994). Per quanto riguarda invece la successione calcarenitica di Porto Miggiano (anch'es- sa affiorante nella parte bassa del pendio ed oggetto di questo studio), già attribuita al Calabriano da Rossi & Ungaro (1969), questa è considerata di età siciliana da Bossio et al. (1987b) e, nella sua porzione più elevata, di età tirreniana da Zezza (1983). Fig. 1 - A) Carta geologica schematica della porzione meridionale della Penisola salentina. Si noti la distribuzione delle unità plio-pleistoceniche rispetto a quelle più antiche, che rappresentano i rilievi delle Serre salentine. B) Carta geologica schematica dell’area studiata. Si noti: la posizione alla base della scarpata dei depositi attribuiti in letteratura alle Calcareniti del Salento; la loro ubicazione rispetto alle faglie attive durante la sedimentazione; la loro distribuzione in relazione a quella dei depositi attribuiti in letteratura alla Formazione di Uggiano La Chiesa (da Bossio et al., 1997, semplificata). A) Geological sketch map of the southern part of the Salento peninsula (see the insect for the location in Italy). The Plio-Pleistocene deposits fill morpho- structural depressions between older rocks. B) Geological sketch map of the study area. The studied deposits (Calcareniti del Salento) rest at the base of a rocky slope. See both their location respect to sinsedimentary faults and distribution of the Uggiano la Chiesa Formation at the top of the relief (after Bossio et al., 1997, modified). 540 Per quanto riguarda infine gli aspetti di tipo strut- turale, i principali lineamenti tettonici riconosciuti nell'a- rea interessano tutti i termini affioranti lungo il pendio roccioso e presentano rigetti variabili da qualche metro fino ad oltre 200 m (Martinis, 1962; 1967). Rispetto alle successioni infrapleistoceniche oggetto di studio si può quindi riconoscere un'attività pre-, sin-, e post-deposi- zionale di queste strutture (Moretti, 1997). Le strutture riconosciute sono essenzialmente faglie subverticali orientate NNO-SSE e NO-SE; sono presenti inoltre sia direttrici trasversali alle precedenti che orientate N-S (sulla costa fra Porto Badisco e Otranto, Santa Cesarea Terme e presso Tiggiano - Martinis, 1962). La maggior parte di queste faglie (soprattutto nel settore sud-occi- dentale) è di tipo trascorrente con successivi e/o alter- nati movimenti obliqui e di tipo normale (Tozzi, 1993). 3. I DEPOSITI CARBONATICI INFRAPLEISTOCENICI DI SANTA CESAREA TERME E CASTRO MARINA Nella parte bassa del pendio roccioso che si affaccia sul Canale d'Otranto, affiorano in maniera discontinua alcune successioni attribuite alla Formazione delle Calcareniti del Salento e ritenute in letteratura di età siciliana (Bossio et al., 1997; Bosellini et al., 1999). Localmente, questi affioramenti non supe- rano i pochi chilometri quadrati di estensione e raggiun- gono spessori massimi di alcune decine di metri. Vengono di seguito descritte ed interpretate le succes- sioni affioranti in maniera spettacolare nei pressi di Santa Cesarea Terme (Porto Miggiano) e di Castro Marina, entrambe già oggetto in precedenza di alcuni lavori di dettaglio (Rossi & Ungaro, 1969; Taddei Ruggiero, 1983; 1993; 1994; Zezza, 1983; Bossio et al., 1987a; 1987b). In entrambe le località le successioni si sviluppano in una brusca indentazione del pendio e sono limitate da faglie subverticali; in entrambi i casi è stata evidenziata una attività tettonica sinsedimentaria delle faglie (Martinis, 1967; Moretti, 1997). 3.1. Descrizione Le successioni infrapleistoceniche studiate pre- sentano spessori variabili fino ad un massimo di circa 40-50 m e si addossano, in discordanza lungo pendio, sulle unità più antiche. Uno dei caratteri interni più evi- denti è la diffusa presenza di lunghi clinoformi, il cui angolo di inclinazione varia fino ad un massimo di 25°- 30°; l'immersione dei clinoformi è verso mare, coerente con l'originale orientazione del paleopendio roccioso, con tendenza ad orizzontalizzarsi asintoticamente verso l'attuale falesia costiera (fig. 2). I clinoformi sono rap- presentati da strati, anche sottili, e banchi di spessore superiore al metro e sono costituiti da biocalcareniti, biocalciruditi e, subordinatamente, da calcisiltiti e rari orizzonti argillosi di colore verdastro; sono generalmen- te bioturbati, con aumento della bioturbazione verso il tetto degli strati. Le litofacies riconosciute sono costi- tuite da grainstones e packstones bioclastici ad alghe rosse, briozoi, echinidi, brachiopodi, rari coralli solitari e bivalvi, frequentemente in frammenti. In sezione sottile si riconoscono sia facies ricche in foraminiferi bentonici che facies ricche in foraminiferi planctonici, queste ulti- me associate a briozoi ed alghe rosse (fig. 3). Gli strati presentano rare strutture interne, in genere laminazioni piane (o fantasmi di laminazione) parallele ai clinoformi. Le superfici di strato, in tagli paralleli al pendio, appaiono ondulate a grande scala simulando strutture tipo hummocky di ampiezza dell'or- dine della decina di metri. I clinoformi sono a volte tagliati da nette superfici erosive canalizzate (con canali di ampiezza di alcuni metri, pareti molto acclivi fino a subverticali e fondo inclinato verso mare) che passano lateralmente a superfici di strato. Le forme canalizzate immergono verso mare, spesso con orientazione leg- germente differente rispetto a quella dei foreset sotto- stanti tagliati dall'erosione. Le facies di riempimento dei canali sono generalmente simili a quelle dei depositi incisi e, allontanandosi dai canali, le facies a contatto a letto ed a tetto delle superfici erosive non sono distin- guibili. In alcuni casi però il riempimento dei canali pre- senta una complessa stratificazione incrociata, e, più raramente, è costituito da grossi intraclasti (di diametro fino a 50 cm) immersi in una matrice grossolana caotica (fig. 4); la morfologia degli intraclasti indica che la loro messa in posto è avvenuta allo stato plastico o semi- consolidato. Inoltre, lungo pendio, sono state osservate strutture tipo backset impostatesi in presenza di bru- sche variazioni di pendenza delle superfici di appoggio del banco considerato (particolare della fig. 5). A diver- se altezze nella successione, e comunque in affiora- menti posti alla base del pendio, sono inoltre presenti strutture tipo slump in orizzonti deformati dello spesso- re di almeno 2-3 m (fig. 6). Morfologicamente le struttu- re sono rappresentate da pieghe asimmetriche, thrusts con chiare superfici di decollement e faglie inverse, pie- M. Tropeano et al. Fig. 2 - Il piede delle calcareniti clinostratificate a Porto Miggiano Toe of the clinobeds. Porto Miggiano locality. 541 ghe a scatola e strutture imbricate che interessano stra- ti calcarenitici a differente granulometria (Moretti, 1997). Sono state osservate anche altre soft-sediment defor- mation structures come: intrusioni di sedimento lique- fatto, load-casts e flame structures (Moretti, 1997). Le intrusioni di sedimento liquefatto (silt ben selezionato e finissimo) sono rappresentate da forme a "pera" od "imbuto" cioé molto strette verso il basso e svasate fino quasi ad orizzontali verso l'alto. Le load-casts e le flame structures si rinvengono a vari livelli e sono rappresen- tate da ondulazioni del contatto fra calcareniti a diversa granulometria. Le ondulazioni nella laminazione simula- no larghi movimenti verso il basso (load-casts) e strette vie di fuga verso l'alto (flame structures). A luoghi la laminazione originaria risulta troncata da flussi prove- nienti dal basso. 3.2. Interpretazione Le facies bioclastiche che caratterizzano gli affio- ramenti descritti sono riconducibili a sistemi carbonatici di tipo foramol, con associazioni sia di tipo molechfor che di tipo rodhalgal (sensu Carannate et al., 1988). In particolare, uno studio condotto da Taddei Ruggiero (1983) sui foraminiferi planctonici presenti in un cam- pione significativo prelevato dalla successione di Castro Marina, indica che i sistemi si sviluppavano in climi temperato-temperato caldi non dissimili da quelli del Mediterraneo attuale. Non è possibile però ricon- durre i caratteri stratigrafici e sedimentologici delle suc- cessioni studiate ai sistemi carbonatici di tipo foramol descritti per successioni parzialmente coeve affioranti nello stesso Avampaese Apulo (si veda il paragrafo introduttivo del presente lavoro). I banchi clinostratifica- ti, notevolmente sviluppati in lunghezza e con appoggio asintotico nella parte bassa (troncato dalla falesia attua- le), e la presenza di slumps indicano infatti che la sedi- mentazione delle successioni carbonatiche infrapleisto- ceniche di Castro Marina e di Porto Miggiano avveniva lungo un pendio sottomarino ed al suo piede. I lunghi clinoformi non sono sempre continui lateralmente per la presenza di forme erosive canalizzate che possono essere interpretate come nicchie di distacco di frane sottomarine (slump scars) evolutesi lungo pendio in Depositi carbonatici ... Fig. 3 - Esempi di facies riconosciute in sezione sottile: A) grainstone a foraminiferi bentonici e frammenti di bivalvi, alghe rosse ed echinidi; B) packstone con alghe rosse, briozoi e rari foraminiferi; C) packstone a briozoi e foraminiferi planctonici. Thin sections of some representative facies: A) grainstone with bentic foraminifers and fragments of bivalvs, red algae ed echi- noids; b) packstone with red algae, bryozoans and rare foramini- fers; C) packstone with bryozoans and planctonic foraminifers. Fig. 4 - Canale erosivo lungo le calcareniti clinostratificate; la freccia bianca indica un grosso intraclasto nel riempimento del canale. La scala è fornita dalle due persone in alto. Località Porto Miggiano. Erosional channel (gully) along clinobeds; the white arrow indi- cates a big intraclast in the infilling deposits. Two people on top for scale. Porto Miggiano locality. 542 stretti e ripidi canali effimeri (gullies) causati dallo scorri- mento della frana su materiali poco consolidati. Nella parte inferiore del pendio, il riempimento dei canali era opera dello stesso materiale in frana, sia come deposito caotico a grossi intraclasti (debris flows) sia come clas- sico deposito da slump (strati contorti). In alcuni casi l'erosione ed il riempimento multiplo dei canali determi- nano la presenza di una stratificazione incrociata molto complessa ma confinata lateralmente. Per quanto riguarda le strutture tipo grandi hummocky, queste forme rappresentano un effetto di prospettiva su tagli paralleli al pendio di banchi inclinati a morfologia ondu- lata; l'ondulazione rappresenta zone di maggiore o minore accumulo dei sedimenti lungo pendio; non si tratta quindi di forme di fondo trattive ma di rilievi e depressioni orientati parallelamente al pendio in un M. Tropeano et al. Fig. 5 - Calcareniti clinostratificate a Castro. Nel particolare è evidenziato un backset. Clinobedded calcarenites at Castro locality. See the backset in the insect. materasso continuo ed aggradante di sedimenti. La presenza di backset lungo i clinoformi e la cicatrizzazio- ne delle nicchie e dei canali da parte di sedimenti simili a quelli erosi, indicherebbe l'attività di flussi sedimentari tipo grain flow; questi processi erano episodici, come indicato dalla diffusa bioturbazione che aumenta nella parte alta degli strati e dei banchi. Infine, le strutture deformative riconosciute oltre gli slumps, indicano che le facies in cui si sviluppavano erano poste nella parte bassa del pendio, in quanto intrusioni di sedimento, load casts e flames si possono originare per processi di liquefazione e fluidificazione indotti da aumento repentino del carico litostatico (overloading) in conseguenza di episodi di sedimenta- zione di massa. 4. DISCUSSIONE 4.1 Sistemi deposizionali ed ipotesi paleogeografi- che In base ai caratteri descritti e alla loro interpreta- zione si ritiene che le successioni studiate rappresenti- no il prodotto di una sedimentazione carbonatica di tipo foramol in ambienti di scarpata e di base di scarpata. Ricordando che durante il Pleistocene inferiore il siste- ma a blandi rilievi e depressioni delle Serre Salentine ed il pendio di raccordo verso il Canale d'Otranto erano già presenti, e che il sistema governava la distribuzione di aree emerse e sommerse del Salento meridionale, può essere proposta una ipotesi paleogeografica relati- va all'origine dei depositi studiati, coerente con le osservazioni sedimentologiche effettuate sulle succes- sioni. Le aree sommerse del sistema delle Serre Salentine, sede di attiva sedimentazione carbonatica di mare sottile, erano rappresentate da zone più o meno profonde (golfi o ampi canali che si alternavano a ban- chi o altofondi) che passavano verso il pendio a canyon sottomarini in roccia. Tali canyon sono tuttora ricono- scibili come elementi morfologici del pendio roccioso in indentazioni della falesia e sono impostati o sulla prose- cuzione di alcune delle blande depressioni delle Serre o in coincidenza di faglie ad attività sinsedimentaria. Eventi di alta energia, come correnti di tempesta o di amplificazione tidale nei canali, innescavano il trasporto lungo il pendio (prevalentemente lungo i canyon) dei sedimenti carbonatici prodottisi in mare sottile (facies carbonatiche tipo molechfor) e la loro risedimentazione, nella parte medio-bassa dei canyon e al piede del pen- dio roccioso, in forma di accumuli sottomarini isolati fra loro (fig. 7). Lungo pendio era attiva anche una factory di mare relativamente più profondo che concorreva allo sviluppo delle successioni (facies carbonatiche tipo rodhalgal). Gli accumuli sedimentari lungo pendio erano però gravitativamente instabili e soggetti a frane sotto- 543Depositi carbonatici ... Fig. 6 - Esempio di slump nella parte alta della successione; il martello (freccia) come scala. Località Porto Miggiano. Slump in the upper part of the succession; the hammer (arrow) for scale. Porto Miggiano locality. Fig. 7 - Schema paleogeografico dei sistemi di sedimentazione di scarpata e di base scarpata durante il Pleistocene inferiore. Palaeogeographic sketch of slope and base-of-slope sedimentation during Early Pleistocene. marine; la cicatrizzazione delle nicchie di distacco giu- stifica la presenza di discordanze interne riconosciute nelle successioni già da Rossi & Ungaro (1969). Considerando regionalmente la geometria e la posizione delle aree di affioramento, la forma in pianta dei depositi ricorda quella di piccole conoidi sottomari- ne. Queste risultano ubicate in corrispondenza di bru- sche rientranze del pendio roccioso e andrebbero con- siderate come una testimonianza della originale distri- buzione dei sedimenti infrapleistocenici alla base del paleopendio sottomarino piuttosto che lembi residui di una originale copertura più ampia. L'accumulo lungo pendio, e non solo alla sua base, e la continuità laterale degli strati, nonostante la loro ondulazione ed il fatto di essere incisi da frane e canali effimeri, porta ad inter- pretare i sistemi deposizionali come apron isolati di pic- cole dimensioni. Si trattava di sistemi deposizionali di relativa bassa profondità, fra 100 e 150 m, in buon accordo con quanto sostenuto su basi paleoecologiche da Taddei Ruggiero (1983; 1993) 4.2 Considerazioni formazionali e neotettoniche L'interpretazione ambientale e paleogeografica qui proposta impone una revisione biostratigrafica delle successioni studiate, in quanto parte dei depositi attri- buiti alla Formazione di Uggiano la Chiesa, posti nelle blande depressioni delle Serre e considerati medioplio- cenico-santerniani (Bossio et al., 1997), e quelli attribuiti alle Calcareniti del Salento, posti alla base del pendio e ritenuti di età siciliana (Bossio et al., 1987a; 1987b), dovrebbero essere coevi. Questa ipotesi è coerente con la distribuzione dei depositi infrapleistocenici in aree esterne a quella studiata, ed in particolare nella porzione sudoccidentale della Penisola salentina, dove si può notare che gli affioramenti posti in corrisponden- za dell'attuale livello del mare sono fisicamente continui con quelli posti nelle parti alte della Penisola (Martinis, 1970; Bossio et al. 1997). In questo settore infatti le depressioni morfostrutturali presenti nella parte alta del rilievo si raccordano al mare con un pendio a gradiente costante e costituivano il substrato di sistemi di rampa carbonatica i cui prodotti sedimentari vengono attribuiti ad una unica unità formazionale (Calcareniti del Salento, come nell'area di Tricase in: Bossio et al., 1997). Se in queste aree gli affioramenti infrapleistoce- nici affioranti a livello del mare vengono correlati fisica- mente a quelli affioranti nelle parti alte della penisola (fino a quote di circa 110-120 m sul livello del mare), anche nell'area considerata nel presente lavoro, in base all'interpretazione ambientale proposta, non sussiste- rebbe più la necessità di distinguere dal punto di vista formazionale i depositi posti alla base del pendio da quelli affioranti nelle Serre. Inoltre, a livello regionale, entrambe le unità (Calcareniti del Salento e Formazione di Uggiano La Chiesa), o parti di esse, sarebbero da attribuire alla Formazione della Calcarenite di Gravina (sensu Iannone & Pieri, 1979), la cui età nell'area delle Murge, dove fu istituita da Azzaroli (1968), varia dal Pliocene medio al Pleistocene inferiore (Ciaranfi et al., 1988), un intervallo di tempo compatibile con i depositi salentini in oggetto (si veda anche Ciaranfi et al., 1993). Anche il significato sedimentario dei depositi stu- diati sarebbe simile a quello assunto dalla Formazione della Calcarenite di Gravina nelle Murge, dove l'unità registra una significativa ingressione marina sul- l'Avampaese Apulo (Iannone & Pieri, 1982). La revisione sedimentologica dei depositi infrapleistocenici descritti in questo lavoro permette di affermare infatti che anche durante il Siciliano l'intero pendio roccioso che raccor- da le Serre salentine al Canale d'Otranto era posto sotto il livello del mare; la posizione alla base del pen- dio delle successioni qui studiate, precedentemente interpretate come depositi costieri ed addebitate a fenomeni di stazionamento del mare dopo una fase di sollevamento della Penisola salentina avvenuta in un intervallo di tempo compreso fra il Santerniano ed il Siciliano, non può essere utilizzata direttamente come indicazione di un paleolivello del mare del Siciliano lungo il pendio. D'altra parte ipotizzare una fase di rapi- do e relativamente intenso sollevamento della Penisola salentina nel Pleistocene inferiore (durante l'Emiliano, prima del sollevamento delle Murge), seguita da una stasi e poi da un lentissimo sollevamento tuttora in atto non concorda con quanto riconosciuto nel resto dell'Avampaese Apulo. Infatti, regionalmente, l'inizio del sollevamento dell'Avampaese Apulo, verosimilmente costante nel tempo, è collocato nel Pleistocene medio (Ciaranfi et al., 1983; Doglioni et al., 1994), o nella parte alta del Pleistocene inferiore al passaggio con il Pleistocene medio (Pieri et al., 1996; Tropeano et al., 2002a). Inoltre, la presenza di una serie di depositi marini terrazzati e di paleolinee di costa di età Pleistocene medio-Tirreniano indica un sollevamento tettonico costante in interferenza con oscillazioni eusta- tiche del livello del mare (Ciaranfi et al., 1988). In parti- colare nell'area salentina vengono segnalati una serie di terrazzi marini deposizionali medio-suprapleistocenici riconosciuti a partire almeno dalla quota di 100 m sul livello del mare (Fiore & Palmentola, 1987) e spianate di abrasione e vecchie linee di costa dello stesso interval- lo di età vengono segnalate anche a partire da quote superiori (D'Alessandro et al., 1987; Ciaranfi et al.., 1988; Ricchetti et al., 1988). È importante sottolineare che sia le più alte spianate di abrasione che i più elevati terrazzi deposizionali giacciono a quote superiori rispet- to alle quote di affioramento dei depositi qui studiati. Un'ulteriore considerazione neotettonica deriva dall'analisi della distribuzione dei depositi alla base della scarpata. Come evidenziato, gli affioramenti sono discontinui e ubicati dove il pendio roccioso presenta brusche rientranze. Queste sono poste in corrisponden- za di faglie sinsedimentarie la cui attività favoriva la pre- senza di zone di bypass fra le aree sommitali e la base della scarpata. Le faglie tagliano una blanda soglia morfologica posta al margine superiore del pendio che ipotizziamo possa in parte corrispondere ad un originale rilievo morfologico ereditato dalle aree di fronte delle scogliere terziarie riconosciute nell'area da Bosellini et al. (1999). L'attività delle faglie avrebbe favorito anche il fre- quente innesco di frane sottomarine lungo la scarpata. 5. CONCLUSIONI Le osservazioni sedimentologiche e le considera- zioni litostratigrafiche esposte in questo lavoro permet- tono di attribuire a sistemi deposizionali di scarpata e di base di scarpata i depositi calcarenitici infrapleistoceni- ci affioranti nella parte bassa e alla base del pendio roc- cioso che ad oriente, verso il Canale d'Otranto, raccor- 544 M. Tropeano et al. da la regione salentina al Mare Ionio. Questo pendio, già riconosciuto in letteratura come un elemento fisio- grafico della Piattaforma apula fino al Messiniano, ha rappresentato localmente il margine della stessa piat- taforma anche durante il Pleistocene inferiore. Le suc- cessioni osservate sono riferibili a sistemi carbonatici di tipo foramol che, a differenza di quanto noto in lettera- tura per depositi coevi affioranti sia nelle Murge che nel Salento, devono essere considerati non classici sistemi di mare sottile ma piccoli ed isolati sistemi tipo apron di non elevata profondità. Le aree di produzione carbona- tica vanno ricercate sia nelle Serre salentine che lungo il pendio stesso. La nuova interpretazione ambientale di questi depositi porta a rivedere la suddivisione formazionale finora operata in questa porzione della regione salenti- na, in quanto non vi sarebbe più la necessità di distin- guere i depositi delle Serre (Formazione di Uggiano la Chiesa) da quelli della base del pendio (Calcareniti del Salento). Entrambi i tipi di deposito andrebbero riferiti alla Formazione della Calcarenite di Gravina, l'unità rap- presentativa del parziale annegamento medioplioceni- co-infrapleistocenico dell'intero Avampaese Apulo dovuto alla migrazione del sistema appenninico meri- dionale verso oriente. Infine, alcune faglie dirette e/o trascorrenti che tagliano il pendio e che mostrano attività sinsedimenta- ria rispetto ai depositi descritti, avrebbero interrotto sia la blanda soglia morfologica presente alla sommità del versante (ereditata dalle scogliere terziarie e che impe- diva di alimentare ovunque la base del pendio) sia il fre- quente innesco di frane sottomarine. 6. RINGRAZIAMENTI Si ringraziano L. Simone ed E. Taddei Ruggiero per le profique discussioni e gli utili suggerimenti, N. Ciaranfi, S. Longhitano e M. Schiattarella per la lettura critica del manoscritto. Lavoro eseguito e pubblicato con fondi MIUR (COFIN 2002, responsabile nazionale L. Simone, responsabile locale A. Laviano). 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