Imp.DeRita EVOLUZIONE PLEISTOCENICA DEL MARGINE TIRRENICO DELL’ITALIA CENTRALE TRA EUSTATISMO, VULCANISMO E TETTONICA Donatella De Rita, Marina Fabbri & Corrado Cimarelli Dp.to Scienze Geologiche, Università degli studi Roma3, L.go San Leonardo Murialdo 1, 00146 Roma e-mail derita@uniroma3.it RIASSUNTO: De Rita D. et al., Evoluzione pleistocenica del margine tirrenico dell’Italia centrale tra eustatismo, vulcanismo e tettonica. (IT ISSN 0394-3356, 2004). Viene presentata una sintesi dei dati ottenuti durante la realizzazione dei fogli geologici alla scala 1:50.000 riguardanti alcune aree costiere del Lazio. La possibilità di porre a confronto l’evoluzione di settori che presentano problematiche simili ma con situazioni locali specifiche ha permesso di evidenziare, a partire da circa 850 ka, una storia comune per la costa del Lazio settentrionale e cen- trale, diversa da quella che ha invece interessato nello stesso intervallo di tempo la costa del Lazio meridionale. La ricostruzione degli eventi a scala regionale ha permesso di distinguere gli effetti di una tettonica regionale (soprattutto di sollevamento isostatico lungo la costa del Lazio settentrionale e centrale e di subsidenza per quello meridionale) rispetto a movimenti locali che potrebbero essere essenzialmente legati alle fasi vulcaniche che hanno contemporaneamente interessato il margine tirrenico del Lazio. Vengono inoltre evidenziate alcune problematiche che riguardano l’organizzazione cartografica nazionale ed in particolare la denominazione dei sinte- mi a scala regionale e la necessità di introdurre una nomenclatura in grado di associare nel suo interno più sintemi non distinguibili sul terreno. ABSTRACT: De Rita D. et al., The evolution of the Tyrrhenian margin of Central Italy: the interplay between volcanism, eustatism and tectonciv events). (IT ISSN 0394-3356, 2004). We present a synthesis of the data collected during the field work devoted to the realization of the geological map at the 1:50.000 of Italy, concerning some coastal areas of Latium. The possibility to compare the evolution of areas envolved in the same geodinamic con- test but having different local structural framework, has allowed us to evidence a common history, starting from 850 ka, for the coast of northern and central Latium , different from that of the southern coast. The effect of local estensional tectonic related to the volcanism which interested central Italy in that period was distinguished. The units have been organized in Unconformity Bounded Stratigraphic Units (UBSU) on the base of the hierarchy order of the basal surfaces delimithing them. Synthemes have been limited by surfaces reco- gnized at regional scale caused by oscillation of the sea level. Each surface has been dated on the base of the geochronological data and /or the faunistic content of the above sediments and then it has been correlated to an isotopic stage. The vulcanic units have been organized following the indication of Fisher and Schmincke (1984), by introducing the Eruption units. “An eruption unit is a deposit defi- ned as a thickness of volcanic material deposited from an eruptive pulse, an eruptive phase or an eruption…it is a conceptual entity that relates volcanic activity and a rock stratigraphic unit”. This method allows to consider all the unconformities recognizable in volcanic areas which cannot be extended at regional scale but are important to reconstruct the main phases of the volcano evolution. It allows even to consider the volcanic evolution in its regional contest. The volcanic deposits originated by the reworking of the primary units have been distinguished in syn-eruption and inter-eruption units (Smith, 1991; De Rita et alii, 2002 b; Giordano et alii, 2002 a). The geo- logical and structural evolution of the island of Ponza, Zannone and Palmarola in the Pontine Archipelago, 30 km south east from the central coast of Latium, has been reconstructed. These three islands are the remnants of a submarine dome complex developed from the Upper Pliocene to almost 1.1 Ma. Three main ryolithic domes have been recognized in Ponza, developed along NE-trending linea- ments and showing different hyaloclastic facies reflecting the different geological contest in which they developed. The norhernmost Piana d’Incenso dome shows a prevailing hyaloclastic facies made of clast supported breccias and by flow banded lavas produced by its intrusive mode of emplacement, as a cryptodome. Similar facies characterize the Zannone dome in the Zannone island, where the intrusive nature is demonstrated by the structural relationship between the flow-banded lavas and the sedimentary units: these are tilted and deformed along low angle normal faults at the contact with the vulcanites. We have interpreted that the domes emplaced as crypto- dome, because they were intruded almost at the center of a structural high of the sedimentary substratum made of the Mesozoic- Cenozoic brittle rocks. The other domes of Ponza and Palmarola show different hyaloclastic facies, mainly made of thick hyaloclastites showing different degree of brecciation reflecting the different degree of magma-water interaction. We suggest that the extrusive mode of emplacement of these domes is because their emplacement was along regional extensional faults controlling the structural evolution of the continental platform on which the volcanic dome complex developed. In the southern part of Ponza a subaerial trachytic dome developed almost 1.1 Ma, after that the rhyolitic volcanism ended. The geological gap between the rhyolitic and the trachytic phases of volcanism, is evidenced by a high relief erosive surface. On the three island, in the range between 80 and 110 m a.s.l., marine terraces are present. These terraces have been correlated on the base of their similar morphology and because the above sediments are lithologi- cally similar. They have to be formed after the end of the volcanism in the three islands. The uplifting of the surface occurred probably during a contemporaneous relative low standing of the sea level. We suggest to relate this event with the uplifting of the central coast of Latium, that occurred between 0.9 and 0.8 Ma, during the isotopic stage 22, when the alkali-potasssic volcanism started. The difference of the altitude at which the surface presently lies, is probably due to the effect of local extensional tectonic. Along the northern and the central coast of Latium, we have recognized three orders of terraces which coincide in the altitude and the age. In the northern coast the presence of a small basin infilled by volcaniclastic sediments, was helpful in correlating stratigraphic succession of the Vulsini, Sabatini and Vico volcanic districts to the coastal area successions. Here, the UBSU have been organized in 5 Synthemes whose basal surfaces were produced during low standing of the sea level. On the base of geochronological data and /or the faunistic content of the above sediments, the last three synthems have been ascribed to the 9,7 and 5 isotopic stages respectively (De Rita et alii 2002 b). In the central coast of Italy, in the area of Roma city, the UBSU have been organized in 7 synthemes (Giordano et alii 2003), the last three of which have the same altitude and age of those recognized along the northern coast. Along the southern coast no terraces can be recognized. It has been then possible to establish that the coast of central Italy was subjected to a regional uplift evaluated in the order of 0,2 mm/y, whereas the southern coast was subjected to a continuous subsidence active from Pliocene. Local extensional tectonic related to the volcanism has been recognized in the roman area. Some problems related to the organization of the national cartography are evidenced. They concern the nomenclature of synthem at regional scale and the opportunity to introduce a specific hierarchy to indicate an associa- tion of synthemes. In fact, in some cases it has not been possible to recognize all the discontinuities related to sea level oscillations, pre- cluding the possibility to distinguish single synthemes that have been unified together. They do not represent a supersynthem because unconformities of major hierachic order were not recognized. Parole chiave: Tettonica, vulcanismo, Pleistocene, eustatismo, margine tirrenico, Italia centrale. Keywords: Tectonics, volcanism, Pleistocene, eustatism, Tyrrhenian margin, Central Italy. Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 17(2/1), 2004, 523-536 524 D. De Rita, M. Fabbri & C. Cimarelli INTRODUZIONE Nel Pleistocene, l’evoluzione del margine tirrenico dell’Italia centrale è stata determinata da più fattori: da una parte gli effetti della tettonica estensionale post orogenica che in quest’epoca raggiunge il suo acme con conseguente sviluppo del processo vulcanico rela- tivo alla nascita del bacino tirrenico, dall’altra le oscilla- zioni glacio-eustatiche del livello del mare. La comples- sità degli eventi è stata analizzata e discussa in più lavori la cui attenzione è via via focalizzata ora su un tema ora su un altro. Manca, tuttavia, a tutt’oggi un quadro d’insieme degli eventi in cui sia stato valutato il ruolo dei vari fattori. Questa nota si propone di dare un contributo alla risoluzione del problema, illustrando i risultati ottenuti durante la realizzazione di più Fogli geologici alla scala 1:50.000, (Progetto CARG). Il lavoro di cartografia di dettaglio di più aree costiere, comprese tra il Lazio settentrionale e quello meridionale (Fig. 1), ha infatti offerto la possibilità di porre a confronto l’evo- luzione di settori che presentano problematiche simili ma con situazioni locali specifiche. L’obiettivo cartogra- fico ha portato alla messa a punto di nuove tecniche di analisi di terreno in grado di consentire correlazioni significative alla scala regionale. Questo, insieme all’ap- proccio interdisciplinare, è stato di grande ausilio, per- mettendo di inquadrare i processi vulcanici nell’ambito dell’evoluzione regionale e di valutare gli effetti della tettonica distensiva sia a scala regionale sia locale. E’ stato infine possibile effettuare una valutazione quanti- tativa dei tassi di sollevamento che le regioni costiere del Lazio hanno subito negli ultimi 300 ka. In base alla gerarchizzazione delle superfici che le delimitano, le unità sono state organizzate in Unità Stratigrafiche a Limiti Inconformi (UBSU; Salvador, 1987a, b). I Sintemi sono definiti da superfici ricono- sciute a livello regionale e legate alle oscillazioni del livello del mare. Per le unità vulcaniche, tenendo conto delle differenze sia temporali che di estensione dei pro- cessi che avvengono in ambito vulcanico rispetto a quelli caratterizzanti l’ambiente sedimentario costiero, si è preferito mantenere una nomenclatura separata e un’organizzazione stratigrafica legata alla storia evoluti- va del vulcano, in cui le superfici di discontinuità identi- ficate possono o meno coincidere con quelle ricono- sciute a livello regionale (De Rita et alii, 2000). I depositi originatisi dal rimaneggiamento delle unità vulcaniche sono stati analizzati in termini di unità sin-eruttive ed inter-eruttive (Smith,1991; De Rita et alii, 2002b; Giordano et alii, 2002a ) I sintemi sono stati datati sulla base di dati geo- cronologici e/o paleontologici e correlati alla scala degli isotopi dell’ossigeno (Shackleton et alii, 1990; Shackleton, 1995). Nei primi paragrafi viene presentata una sintesi dei dati più significativi ottenuti nelle aree studiate che sono: le Isole Pontine settentrionali, l’area costiera del L a z i o s e t t e n t r i o n a l e a l c o n f i n e c o n l a T o s c a n a (Montalto di Castro-Tarquinia), l’area costiera romana (tra la città di Roma ed Ardea), il settore sud occiden- tale del vulcano di Roccamfina (Fig. 1). In un secondo paragrafo saranno evidenziate le correlazioni e la valu- tazione degli effetti della tettonica regionale rispetto a quella locale. Saranno, inoltre, discusse alcune pro- blematiche inerenti la cartografia nazionale in ambito vulcanico. Fig. 1 - Ubicazione dei settori analizzati lungo la costa tirrenica dell’Italia Centrale. Location of the analyzed sectors along the Tyrrhenian coast of central Italy. AREA DELLE PONTINE SETTENTRIONALI E’ stata ricostruita l’evoluzione geologico-struttura- le delle isole di Ponza, Zannone e Palmarola, facenti 525Evoluzione pleistocenica del margine ... parte del Foglio Borgo Grappa (DE RITA et alii, in stampa). Le tre isole, insieme a Ventotene e Santo Stefano fanno parte dell’Arcipelago Pontino localizzato a circa 30 km dalla costa dell’Italia centrale a sud del Circeo (Fig. 1). Fig. 2 - (A) DEM delle isole Pontine settentrionali. 1) Domi. 2) Faglia presunta (per la spiegazione vedi il testo). (Modificato da DE RITA et alii, 2001). (B) Carta geologica schematica delle isole Pontine settentrionali. 1) Unità sedimentarie meso-cenozoiche. 2) Unità sedi- mentarie plio-quaternarie. 3) Lave riolitiche in dicchi. 4) Facies ialoclastica clasto sostenuta. 5) Facies ialoclastica matrice sostenuta. 6) Prodotti trachitici del domo di M. La Guardia. 7) Ubicazione dei terrazzi marini. (a) DEM of the northern Pontine islands. 1) Domes. 2) Inferred fault (for explanation, see text). (Modified from DE RITA et alii, 2001). (b) Schematic geological map of the northern Pontine islands. 1) Mesozoic-Cenozoic sedimentary units. 2) Pliocene-Quaternary sedimen- tary units. 3) Rhyolitic coherent lava dikes. 4) Clast-supported hyaloclastic breccia. 5) Matrice-supported hyaloclastic breccia. 6) Mt. La Guardia dome trachytic products. 7) Ubications of marine terraces. 526 Le isole giacciono sulla piattaforma continentale tirrenica il cui assetto strutturale è molto simile a quello dell’Appennino centrale, costituito, cioè, da unità di thrust mio-plioceniche, disarticolate in una serie di alti e bassi strutturali dalla tettonica estensionale post-oroge- nica relativa all’evoluzione plio-pleistocenica del bacino tirrenico (ZITELLINI et alii, 1984). Le tre isole sono costituite dai resti di un com- plesso di domi riolitici sottomarini che mostrano una grande variazioni di facies ialoclastiche, da finemente brecciate matrice sostenute a clasto sostenute coeren- ti, fino a lave coerenti in dicco, connesse al diverso grado di frammentazione subito dal magma al contatto con l'acqua (CARMASSI et alii, 1983; SCUTTER et alii, 1998; DE RITA et alii, 2001). Nel caso dell’isola di Ponza il pro- cesso eruttivo da sottomarino divenne subaereo, con un corrispondente cambio di chimismo dei magmi da riolitici a trachitici. Nel corso del rilevamento, in base alla natura dei componenti dei depositi ed in base alle correlazioni stratigrafiche si è potuto stabilire che tutti i depositi affioranti nella parte meridionale dell’isola di Ponza, poggianti sulle facies ialoclastiche e costituiti da unità di surges, di colata piroclastica e domi lavici, pro- vengono da un unico centro localizzato nell’area di Monte La Guardia (Fig. 2). La loro sequenza stratigrafi- ca illustra le varie fasi di crescita del domo trachitico (DE RITA et alii, in stampa). Oltre al domo finale trachitico di Monte La Guardia, sull’isola di Ponza sono stati riconosciuti altri tre domi riolitici principali: uno in corrispondenza di Monte Pagliaro, due coalescenti tra loro nell’area di Cala dell’Acqua ed un terzo nella parte più settentriona- le di Piana d’Incenso (Fig. 2). Nell’isola di Palmarola sono stati identificati almeno tre domi riolitici: uno nella parte settentrionale con centro in corrispondenza di Monte Tramontana e due coalescenti nella parte meri- dionale con centro a mare lungo la costa occidentale dell’isola (Fig. 2). A Zannone è stato identificato un unico domo che comprende la totalità degli affioramenti vulcanici dell’isola (Fig. 2). Particolare attenzione è stata dedicata ai rapporti strutturali tra le unità vulcaniche e sedimentarie. Infatti a Zannone lungo la costa setten- trionale affiorano unità sedimentarie dal Paleozoico al Mesozoico con rapporti strutturali complessi variamen- te interpretati dagli Autori (SEGRE, 1952, 1953; PAROTTO & PRATURLON, 1975). Il rilevamento ha permesso di sta- bilire che i contatti strutturali tra le unità sedimentarie sono superfici a basso angolo determinate dallo scolla- mento lungo piani debolmente inclinati prodotti dalla spinta di crescita del domo di Zannone (Fig. 3). Tale domo deve essersi messo in posto con modalità tipo criptodomo, al contatto tra il Flysch e le unità carbonatiche sottostanti. Questa ipotesi è anche supportata dalle facies ialoclastiche del domo che pre- sentano un basso grado di autobrecciazione e un alto grado di coerenza. Le stesse facies ialoclastiche carat- terizzano il domo di Piana d’Incenso nella parte più set- tentrionale di Ponza. Interessante sottolineare che un dragaggio effettuato poco a largo della costa occiden- tale dell’isola ha incontrato a circa 30 m di profondità rocce calcareo-dolomitiche (MARTORELLI et alii, 2003), confermando così la presenza di un alto strutturale del basamento prevulcanico già evidenziato da un sondag- gio (SAVELLI, 1943) e da dati gravimetrici, nel settore set- tentrionale dell’isola di Ponza (CARMASSI et alii, 1983; BELLUCCI et alii, 1997). L’alto strutturale si estenderebbe fino all’isola di Zannonne dove le rocce calcareo-dolo- mitiche costituiscono la falesia settentrionale dell’isola. Questo dato permette di stabilire che i domi di Zannone e Piana d’Incenso si sono messi in posto come cripto- Fig.3 - Schema dei rapporti stratigrafici e strutturali dell’isola di Zannone. 1) Arenarie e filliti permo-triassiche. 2) Dolomie triassiche. 3) Calcari, marne e arenarie cretacico-mioceniche. 4) Argille messiniane. 5) Lave riolitiche in dicchi. 6) Facies ialoclastica clasto sostenu- ta. Le frecce indicano i piani di scivolamento gravitativo prodotti dalla messa in posto del domo. Stritigraphic and structural scheme of Zannone island (not to scale). 1) Permian-Triassic sandstones and phyllites. 2) Triassic dolomites. 3) Cretaceous-Miocene limestones, marls and sandstones. 4) Messinian clays. 5) Rhyolitic lava dikes. 6) Clast-supported hyaloclastic breccia. Arrows indicate low angle slide planes due to dome emplacement. D. De Rita, M. Fabbri & C. Cimarelli 527 domi a differenza degli altri domi costituenti le isole di Ponza e Palmarola che per le caratteristiche delle facies ialoclastiche possono essere considerati domi estrusivi. La modalità di messa in posto come criptodomi o domi esogeni può essere determinata dal contesto strutturale in cui i magmi risalgono in superficie ed in particolare dalla presenza o meno di faglie regionali (CIMARELLI et alii, 2003). L’età di messa in posto dei domi sottomarini è posteriore al Pliocene superiore. Infatti, a Palmarola sono presenti depositi argillosi, attribuiti al Pliocene superiore per la presenza di Globorotalia inflata (CARRARA et alii, 1986), in accordo con le datazioni radiometriche effettuate sulle lave del dicco di Monte Tramontana, che lo datano a circa 1.6 Ma (BARBERI et alii, 1967). Il domo trachitico di Monte La Guardia ha un’età di circa 1.1 Ma (BARBERI et alii 1967; SAVELLI 1983, 1987; BELLUCCI et alii, 1999). Durante l’intervallo di tempo intercorso tra la messa in posto delle vulcaniti sottomarine e le succes- sive unità esplosive del domo trachitico di Monte La Guardia deve essersi verificato un concomitante feno- meno di sollevamento dell'isola e ritiro del livello del mare. Questi eventi hanno prodotto le profonde incisio- ni vallive visibili nel settore meridionale dell’isola di Ponza, successivamente colmate dai prodotti esplosivi e dai depositi del loro rimaneggiamento. Tali incisioni erano state precedentemente interpretate come residui di centri idromagmatici (CARMASSI et alii, 1983; DE RITA et alii, 1986; VEZZOLI, 1988; BELLUCCI et alii, 1997, 1999). Su tutte e tre le isole tra le quote 80 e 120 m s.l.m., sono presenti depositi terrazzati già riconosciuti e riferiti a momenti diversi di stazionamento del livello del mare (SEGRE, 1952, 1953; BARBERI et alii, 1967; VEZZOLI, 1988; CARRARA et alii 1993, 1994; BELLUCCI et alii, 1997, 1999). Questi terrazzi sono invece stati corre- lati tra loro per evidenze morfologiche e per la similitu- dine litologica dei depositi e riferiti ad un intervallo di tempo successivo all’attività vulcanica delle tre isole. Un affioramento estremamente significativo è quello presente sulla falesia sudorientale di Monte La Guardia, nel settore meridionale di Ponza (Fig. 4). In questa località è ben visibile l'appoggio della superficie di terrazzamento su due delle unità piroclasti- che trachitiche (unità 2 e 3 della Fig. 4) che accompa- gnano la messa in posto del domo. L’unità piroclastica 3 è all’interno di un canale esposto nella sua integrità. Inoltre i dati di terreno indicano che, durante l'attività iniziale del domo di Monte La Guardia, il livello del mare stazionava più o meno alla quota di affioramento dei depositi relativi che sono di natura idromagmatica, o sono flussi detritici ad alta concentrazione arrivati in acqua. Il sollevamento della superficie deve essersi verifi- cato per un processo di uplift continentale concomitan- te al ritiro del mare. Collocare temporalmente questi Fig. 4 - Appog- gio del terrazzo marino (5) sulle unità piroclasti- che trachitiche (1,2,3,4) del domo di M. La Guardia. Marine terrace deposit (5) la- ying on the Mt. La Guardia tra- chytic pyrocla- stic units (1,2, 3,4) Evoluzione pleistocenica del margine ... 528 eventi risulta pressoché impossibile. Dopo 1.1 Ma, lungo la costa tirrenica una superficie di erosione che testimonia un evento di sollevamento regionale conco- mitante ad un momento di basso stazionamento del livello del mare è posta in correlazione con lo stadio isotopico 22, tra 0.9 e 0.8 Ma e potrebbe essere relativa alla risalita dei magmi responsabili del vulcanismo alca- lino-potassico del Lazio. In tal caso, la superficie potrebbe coincidere con la base delle unità di San Marcello e di Ponte Galeria, rispettivamente lungo la costa settentrionale e centrale del Lazio. Le differenze in quota della superficie riscontrata sulle tre isole possono essere spiegate da processi tet- tonici di sollevamento e basculamento che diversi Autori hanno già segnalato (CARRARA et alii, 1993, 1994) e che possono aver svincolato le tre isole tra loro o anche singoli settori delle stesse. Ad esempio è possi- bile ipotizzare un importante svincolo strutturale che limiti da una parte le isole di Zannone, Palmarola ed il settore settentrionale di Ponza rispetto al settore meri- dionale che risulterebbe maggiormente ribassato. Tale lineamento strutturale avrebbe una direzione circa NE- SW ed insisterebbe sull’area di forte alterazione idroter- male nel settore settentrionale di Ponza (area di cava in località Cala dell'Acqua) e di Gavi (Fig. 2).Un discorso a parte merita la superficie sub pianeggiante e debolmen- te inclinata verso mare, presente a Piano d’Incenso nel settore settentrionale di Ponza e precedentemente interpretata come superficie di abrasione marina (CARRARA et alii , 1994). La definizione dei processi vulcanici ha consentito di porre l’accento sulla necessità di distinguere la geo- metria delle superfici che vengono prese in considera- zione in relazione al loro sviluppo in ambito vulcanico. Ad esempio, nel caso di corpi intrusivi subsuperficiali di tipo criptodomo, superfici piane debolmente inclinate vengono prodotte dallo stesso processo di risalita del corpo intrusivo e non indicano necessariamente la pre- senza di un terrazzo marino, a meno del ritrovamento in situ dei sedimenti relativi. Gli unici depositi presenti al di sopra della superficie di Piano d’Incenso sono delle argille che derivano dal processo di alterazione della lava sottostante (DE RITA et alii, 2003). Inoltre, il sollevamento locale dovuto alla risalita a giorno del corpo intrusivo può essere responsabile della formazione di una serie di terrazzi basculati che non necessariamente indicano ordini di terrazzi succes- sivi relazionabili alle oscillazioni del livello del mare. AREA COSTIERA DEL LAZIO SETTENTRIONA- LE TRA TARQUINIA E MONTALTO DI CASTRO Questo settore costiero del Lazio settentrionale (Fig. 1) ha offerto l’opportunità di analizzare i rapporti tra vulcanismo e sedimentazione costiera, tenendo conto delle variazioni del livello del mare occorse durante il Quaternario. A questo scopo è stata determi- nante l’analisi dei depositi vulcanoclastici di un piccolo bacino sedimentario, bacino di Tuscania, collocato tra l’area costiera e la periferia dei distretti vulcanici dei Vulsini, di Vico e dei Sabatini a oriente, che si configura per un lungo periodo come parte dell’apron (sensu SMITH, 1991) dei vulcani stessi (DE RITA et alii, 2002). Le correlazioni hanno tenuto conto del fatto che il settore costiero del Lazio settentrionale è un’area di relativa stabilità tettonica (DE RITA et alii, 2002). La presenza di depositi terrazzati di origine marina è stata oggetto di approfonditi studi (BONADONNA, 1967; ALBERTI et alii, 1970; FAZZINI et alii, 1972; AMBROSETTI et alii, 1978, 1981; CONATO & DAI PRA, 1980; RADTKE et alii, 1982; RADTKE, 1983; BARTOLINI & BOSI, 1983; BARTOLINI et alii, 1984; HEARTY & DAI PRA, 1986a, b; HEARTY, 1986; BOSI et alii, 1990; MESSINA et alii, 1990; PALIERI et alii, 1990). I sedimenti più antichi del Pleistocene inferiore p.p. sono stati inclusi in un unico supersintema (Supersintema Monte Riccio) in quanto la superficie inferiore è molto articolata lasciando ipotizzare una frammentazione di ambienti imputabile ad una fase tet- tonica. All’interno del supersintema le unità litostratigra- fiche non sono state organizzate in sintemi per l’impos- sibilità di correlare superfici relative alle oscillazioni del livello del mare tra affioramenti piccoli e discontinui. I depositi costieri e vulcanoclastici relativi al Pleistocene inferiore p.p.-Pleistocene superiore sono stati organizzati all’interno di 5 sintemi correlati agli stadi isotopici attraverso datazioni geocronologiche e/o associazioni faunistiche (Fig. 6). Le caratteristiche di facies dei depositi costieri più antichi, organizzati in almeno tre terrazzi marini svilup- pati parallelamente alla costa attuale e compresi nel Sintema di S. Marcello, testimoniano il processo di emersione dell’area avvenuto circa 850 ka fa Le prime unità vulcaniche alcalino-potassiche che raggiungono l’area sono comprese nel successivo Sintema Biedano tra gli stages isotopici 15 e 11. Si trat- ta di unità ignimbritiche provenienti dal centro del Paleobolsena (NAPPI, 1985), datate intorno ai 491±9 ka (VILLA in FUNICIELLO et alii, in stampa), a cui si associa una unità ignimbritica sabatina (ROSA, 1995) datata a 433 ± 6 ka (CIONI, 1993). Nell’area relativa al bacino di Tuscania al si sopra delle ignimbriti basali è presente una successione complessa costituita da depositi rela- tivi a flussi iperconcentrati e a debris flow (SMITH, 1991), a cui si intercalano nella parte alta depositi fluviali e più raramente palustri e lacustri. Sono inoltre presenti livelli di ricaduta provenienti dal vulcano di Vico, fra cui Vico α (CIONI et alii, 1987) datato a 419 ±1.5 ka (LAURENZI & VILLA, 1987), e colate di lava vicane. Non sono stati rin- venuti in affioramento depositi marini costieri relativi a questo sintema. La mancanza di tali depositi fa ipotiz- zare che in quel momento la costa fosse più arretrata rispetto all’attuale. L’ipotesi potrebbe essere supporta- ta dalla segnalazione di depositi correlabili, attualmente sommersi (CHIOCCI in DE RITA et alii, 2002 b) La sedimentazione nel bacino di Tuscania conti- nua fino allo stadio isotopico 9, con la deposizione di sedimenti in facies prevalentemente fluviale, lacustre e palustre, in cui si intercalano livelli di ricaduta pliniana e stromboliana e colate di lave di provenienza vicana e vulsina; gli ultimi 12 metri sono fortemente cementati da cemento travertinoso. Quindi, l’apporto vulcaniclastico all’interno del bacino diminuisce notevolmente. Infatti la geometria e la distribuzione dei depositi relativi allo sta- dio isotopico 7, che affiorano in terrazzi discontinui lungo i corsi d’acqua principali, indicano che il bacino di Tuscania è totalmente riempito. I depositi costieri D. De Rita, M. Fabbri & C. Cimarelli relativi al Sintema Archi di Pontecchio (stadio isotopico 7) hanno al tetto un deposito vulcanico relativo all’atti- vità del centro di Latera datato tra i 190 ed i 166 ka (NICOLETTI et alii, 1981; METZELTIN & VEZZOLI, 1983; BARBERI et alii, 1984) indicando che la chiusura del baci- no permette ormai collegamenti diretti tra le aree vulca- niche e la costa. Il tetto del terrazzo relativo si trova in affioramento tra le quote 30 e 45 m s.l.m. Il successivo terrazzo affiorante alle quote 10-15 m s.l.m contiene Strombus bubbonius ed è riferito quindi al Tirreniano (PALIERI & SPOSATO, 1988). I depositi costieri relativi sono correlati con quelli continentali tramite la presenza del deposito del Tufo rosso a scorie nere vicano, datato a 155 ± 0.01 ka (SOLLEVANTI, 1983). Nel loro insieme que- ste unità costituiscono il Sintema Casalone (Fig. 6). Le correlazioni stratigrafiche e le date geocronolo- giche hanno permesso, inoltre, di risolvere un’interes- sante questione che si è rivelata di grande importanza anche per la ricostruzione dell’evoluzione costiera del- l’area romana. La questione concerne l’attribuzione cronologica di Dama dama tiberina DI ST E F A N O & PETRONIO che era correlata in passato allo stadio isoto- pico 7. Denti appartenenti a questo cervide sono stati ritrovati all’interno del bacino di Tuscania, in una sequenza continua di depositi con al tetto del traverti- no, la cui età radiometrica è risultata pari a 256 ka +41/- 31. Questo ha portato all’attribuzione di Dama dama tiberina allo stadio isotopico 9. 529 Fig. 6 - Schema dei rapporti morfo-litostratigrafici dell’area del Lazio settentrionale. 1) Unità pre-Pleistocene medio; 2) Unità del Pleistocene medio-superiore; 3) Principali superfici erosive. (Modificato da DE RITA et alii, 2002) Morpholithostratigraphic scheme of the northern Latium area. 1) Pre-Middle Pleistocene units; 2) Middle-Upper Pleistocene units; 3) Main erosional surfaces. (Modified from DE RITA et alii, 2002) Fig. 5 - Schema dei terrazzi marini recenti nel Lazio settentrionale. 1) Superficie del terrazzo marino relativo allo stadio isotopico 5; 2) Superficie del terrazzo marino relativo allo stadio isotopico 7; 3) Superficie del terrazzo marino relativo alla stadio isotopico 9; 4) Limiti di massima trasgressione marina realtivi ai tre terrazzi. (Modificato da DE RITA et alii, 2002). Schematic map showing recent marine terraces in northern Latium. 1) Isotopic stadi 5 marine terrace surface. 2) Isotopic stadi 7 mari- ne terrace surface. 3) Isotopic stadi 9 marine terrace surface. 4) Maximum marine transgression boundary. (Modified from DE RITA et alii, 2002). Evoluzione pleistocenica del margine ... AREA COSTIERA ROMANA L’area analizzata ricade ai limiti occidentali dei fogli geologici alla scala 1:50.000 Albano e Roma del progetto CARG (Fig. 1). Come per il settore settentrio- nale, anche nell’area romana l’emersione inizia intorno a 850 Ka (GIORDANO et alii, 2003) mentre l’attività vulca- nica, relativa ai distretti dei Colli Albani e dei Sabatini, inizia intorno a 560 ka (KARNER & RENNE, 1998; GIORDANO et alii, 2003). I sedimenti antecedenti, relativi al Pleistocene inferiore sono stati organizzati all’interno di un supersintema, il Supersintema Monte Mario, in quanto limitati da una superficie indotta da una fase tet- tonica (GIORDANO et alii, 2002b). Nell’area romana erano già stati riconosciuti diversi ordini di terrazzi marini (A M B R O S E T T I & BONADONNA, 1967; BONADONNA, 1967; CONATO & DAI PRA, 1980; CONATO et alii, 1980; CARBONE, 1980) correlati a stadi isotopici dal 15 al 5 (MALATESTA & ZARLENGA, 1985, 1986, 1988; MILLI, 1992, 1997; MARRA, 1993; MARRA & ROSA, 1995; MARRA et alii, 1995; KARNER et alii, 2001a, b; BERGAMINI et alii, 2000; GIORDANO et alii, 2003). Nell’area romana è presente un elemento di gran- de importanza nell’evoluzione del settore che è il corso del Tevere. L’antico corso, PaleoTevere, occupava sicuramente una posizione diversa dall’attuale ed aveva la sua foce nell’area di Ponte Galeria (MARRA & ROSA, 1995; MILLI, 1997). I depositi prevulcanici dell’area romana appartengono in gran parte all’attività di questo antico fiume. Lo sviluppo del delta si colloca in un inter- vallo di tempo compreso tra gli stadi isotopici 22 e 16 in una vasta area compresa tra la dorsale di Monte Mario e la costa, interessata da sedimenti costieri che supera- no gli 80 m di spessore. La deviazione del corso del PaleoTevere in un percorso a SE avviene tra 700 e 600 ka ed è causata dal sollevamento della dorsale di Monte Mario (Fig. 7) (GIORDANO et alii, 2002b, 2003). E’ probabile che l’ambiente fluvio-palustre relativo alla valle del PaeoTevere, in corrispondenza dell’area di sviluppo del vulcano Tuscolano-Artemisio, abbia fornito l’acqua necessaria ad innescare le eruzioni freatoplinia- ne dei così detti “tufi pisolitici” (DE RITA et alii, 2002a). I depositi delle quattro eruzioni separati da paleosuoli che nel loro insieme comprendono i “tufi pisolitici” Auctorum, si trovano in parte nel Sintema di Santa Cecilia (stadio isotopico 15) e in quello di Valle Giulia (stadio isotopico 13) a testimonianza che un evento importante come l’oscillazione del livello del mare non abbia avuto alcuna ripercussione sullo stile eruttivo del vulcano in un momento di acme della sua attività. Questa constatazione rafforza l’opportunità di mante- nere nomenclature diverse per le suddivisioni a scala regionale e quelle inerenti all’attività vulcanica, per poter porre facilmente in relazione eventi vulcanici, vul- cano-tettonici ed eventi a scala regionale di più ampio significato. Gli ingenti volumi di materiale emessi nel corso delle eruzioni dei “tufi pisolitici” costringerà il Tevere a modificare ulteriormente il suo percorso verso quello attuale. Il Sintema Valle Giulia, relativo allo stadio isotopi- co 13, oltre alle unità vulcaniche e ai depositi fluviali, contiene ingenti volumi di travertino a testimonianza di una tettonica attiva e di un importante sistema idroter- male (GIORDANO et alii, 2003). Nel successivo Sintema Torrino, relativo allo stadio isotopico 11 si ha la messa in posto dei massimi volumi dei prodotti vulcanici. Poco dopo la messa in posto del Tufo Lionato e del tufo di Villa Senni datato a circa 350 ka (BERNARDI et alii, 1982; RADICATI DI BROZOLO et alii, 1981; KARNER & RE N N E, 1998) avviene il sollevamento dell’alto di Castelporziano-Pomezia lungo faglie ad andamento NE, probabile riattivazione di elementi strutturali attivi nel Pliocene-Pleistocene inferiore ai margini del bacino di Ardea (FACENNA et alii, 1994). Le unità del Tufo Lionato-Villa Senni nell’area costiera di Anzio ed Ardea poggiano su sabbie di spiaggia e su sedimenti marini a testimonianza del fatto che quello era il livello del mare al momento della loro deposizione. L’unità del villa Senni è stata datata a circa 350 ka (BERNARDI et alii, 1982); in quest’epoca WEALBROECK et alii (2002) hanno calcolato che il livello del mare era a -120 m r.l.m. Il top dell’unità di Villa Senni è interessato da una superficie di abrasione, coperta da sabbie di spiaggia, duna e retroduna (“Duna Rossa antica” Auctorum), rela- tive allo stadio isotopico 9. Nell’area di Pomezia, Castelporziano, questi sedimenti risultano sollevati fino ad una quota di 100 m s.l.m. probabilmente in conse- guenza del sollevamento dell’alto avvenuto secondo direttrici strutturali ad orientamento NE (GIORDANO et alii, 2003). I sedimenti del successivo Sintema Quartaccio si appoggiano alla struttura sollevata: si tratta di due unità, Aurelia e Vitinia, separate da una superficie di disconformità a basso rilievo (Fig. 7). La quota di affiora- mento dell’unità Aurelia è circa 30 m, mentre il tetto del- l’unità Vitinia è a circa 55-60 m s.l.m. Il top dell’unità Vitinia è datato a circa 285 ±1 (KARNER et alii, 2001b) per la presenza al tetto dei sedimenti di pomici riferite al Tufo giallo di Sacrofano proveniente dal vulcano di Sacrofano nel Distretto dei Sabatini (DE RITA et alii, 1983). Per queste relazioni il Sintema Quartaccio è cor- relato con lo stadio isotopico 9 e le due unità Aurelia e Vitinia sono considerati due suoi subsintemi. Questa correlazione permette anche di confermare l’attribuzio- ne del Dama dama tiberina a questo stadio isotopico in accordo a quanto osservato lungo la costa settentriona- le del Lazio. A quote topografiche più basse, circa 30- 40 m, è stato riconosciuto un altro terrazzo i cui sedi- menti costituiscono il Sintema Campo Selva correlato allo stadio isotopico 7 e ancora più in basso, a circa 15- 30 m s.l.m un ultimo terrazzo i cui sedimenti costitui- scono il Sintema Saccopastore correlato allo stadio iso- topico 5. AREA COSTIERA MERIDIONALE AL CONFINE CON LA CAMPANIA (ROCCAMONFINA) Per quanto riguarda l’area meridionale del Lazio al confine con la Campania (Fig. 1) è possibile individuare un settore in continua subsidenza fin dalle fasi iniziali dell’evoluzione del vulcano di Roccamonfina. Infatti, in quest’area, pur avendo individuato sulla base delle ana- lisi di facies e dei caratteri litologici dei sedimenti, le fasi sin e inter-eruttive di ogni eruzione del vulcano in un arco di tempo compreso tra i 600 ed i 250 ka, non è stato possibile stabilire alcuna relazione con la situazio- ne costiera in mancanza di depositi correlabili (GIORDANO et alii, 2002a; DE RITA et alii, 2003a). Tuttavia, 530 D. De Rita, M. Fabbri & C. Cimarelli sulla base delle date geocronologiche disponibili sono stati identificati 4 sintemi, correlati rispettivamente agli stadi isotopici 11, 9, 7 e 5 (Fig. 8) (DE RITA et alii, 2003a). Si riscontra una correlazione sorprendente di questi sintemi con quelli riconosciuti nei settori più a nord, almeno per l’intervallo di tempo relativo agli ultimi 400 ka. Al di sotto, l’organizzazione delle unità in UBSU è molto più complessa: la successione delle unità eruttive relative alla crescita del vulcano di Roccamonfina è stata organizzata all’interno di un unico sintema (Sintema M. Ofelio) che in realtà comprende più superfi- ci relative alle oscillazioni del livello del mare, che non possono però essere correlate verso costa per la man- canza di affioramenti. Tuttavia è possibile stabilirne l’ini- zio in coincidenza delle prime manifestazioni vulcaniche dell’area datate circa a 600 ka (BALLINI et alii, 1989). Le unità vulcaniche poggiano su sedimenti sabbioso-argil- losi quaternari e su conglomerati riferiti al Pliocene superiore (Conglomerati di Minturno; GIORDANO et alii, 1995), attualmente molto al di sotto del livello del mare, a testimonianza che, lungo questo tratto della costa meridionale del Lazio, il vulcanismo è contemporaneo ad un processo di subsidenza. DISCUSSIONE DEI DATI E NOTE CONCLUSIVE Il confronto dell’evoluzione dei settori analizzati permette alcune considerazioni di interesse generale e alcune conclusioni interessanti ai fini della ricostruzione 531 Fig.7 - Schema delle principali caratteristiche strutturali, vulcaniche e geomorfologiche dell’area costiera romana. 1) Terrazzo marino relativo allo stadio isotopico 5; 2) Terrazzo marino relativo allo stadio isotopico 7; 3) Terrazzo marino relativo allo stadio isotopico 9; 4) Alto strutturale di Pomezia-Castel Porziano; 5) Corso del paleo-Tevere;6) Delta del paleo-Tevere; 7) Faglie principali; 8) Caldere; 9) Crateri. (Modificato da GIORDANO et alii, 2003) Scheme of the main structural, volcanic, geomorphologic features of the roman coastal area. 1) Isotopic stadi 5 marine terrace; 2) Isotopic stadi 7 marine terrace; 3) Isotopic stadi 9 marine terrace; 4) Pomezia-Castel Porziano structural high; 5) Paleo-Tiber course; 6) Paleo-Tiber delta; 7) Main faults; 8) Caldera rim; 9) Crater rim. (Modified from GIORDANO et alii, 2003) Evoluzione pleistocenica del margine ... dell’evoluzione del margine costiero del Lazio. L’attività vulcanica alcalino potassica è preceduta da un generale sollevamento costiero che porta all’emersione dell’area a circa 850 ka, contemporaneamente sia nel Lazio setten- trionale che in quello centrale. Questo sollevamento ha interessato anche la piattaforma costiera ed è riconosci- bile nei terrazzamenti presenti sulle isole pontine. Mentre sul margine continentale non sono evidenti elementi strutturali significativi che hanno accompagnato tale sol- levamento, nelle isole è ipotizzabile una tettonica esten- sionale che potrebbe risalire a questo intervallo di tempo. Nel caso delle isole pontine, il lavoro di riconosci- mento e correlazione delle superfici di discontinuità e dei terrazzi, ha posto una serie di problemi che vale la pena di riassumere: in caso di presenza di corpi intrusi- vi subsuperficiali di tipo criptodomi, superfici piane debolmente inclinate vengono prodotte dallo stesso processo di risalita del corpo intrusivo e non indicano necessariamente la presenza di un terrazzo marino, a meno del ritrovamento in situ dei sedimenti relativi. Superfici piane, ad esempio si sono sviluppate durante la crescita del domo di Syowa Sinzan in Giappone o del domo di Lassen Peak in California (WILLIAMS & MC BIRNEY, 1979). La veloce crescita di questi domi, da pochi mesi a poche centinaia di anni, è in grado inoltre di giustificare, nel caso di domi cresciuti lungo la costa, la presenza di uno o più terrazzi basculati che non necessariamente indicano ordini di terrazzi successivi relazionabili alle oscillazioni del livello del mare (vedi il caso dell’isola di Panarea). E’ quindi necessaria un’at- tenta valutazione della genesi delle varie superfici ed un loro confronto con quelle identificabili lungo la costa continentale. Un altro dato interessante, ottenuto tramite la cor- relazione delle superfici di base dei sintemi con i momenti di basso stazionamento del livello del mare (Fig. 8) è la presenza, lungo la costa del Lazio, di tre ordini di terrazzi correlati agli stadi isotopici 9, 7 e 5, confrontabili tra loro per numero, età e quote. I tassi di sollevamento calcolati per l’area costiera del Lazio settentrionale e per quella romana (Fig. 9) sono dell’ordine di 0,2 mm annui, confrontabili tra loro ed in accordo con i tassi di sollevamento regionale cal- colati per il Tirreniano (BORDONI & VALENSISE, 1998, ANZIDEI et alii, 2002). Questo dato permette a sua volta di valutare gli effetti della tettonica regionale rispetto a quella locale. Ad esempio localmente nell’area di Castel Porziano il tasso di sollevamento del Sintema Quartaccio, calcolato di circa 2,0 ± 0,2 mm/anno (GIORDANO et alii, 2003), risulta di entità maggiore e con- sente di valutare tale entità come connessa all’azione di una tettonica locale. Considerato poi l’intervallo di tempo relativo è possibile relazionare il sollevamento al climax dell’attività vulcanica, ricorso appunto in questo periodo (CAVINATO et alii, 1992, 1994). Il riconoscimento di terrazzi analoghi sulla costa settentrionale e centrale del Lazio pone un quesito inte- ressante ai fini dell’organizzazione cartografica naziona- le: i sintemi relativi infatti possono essere considerati a tutti gli effetti gli stessi (Fig. 8) e come tali dovrebbero essere nominati allo stesso modo. Questo significa che le nomenclature locali, prese dai toponimi maggiormen- te significativi per i fogli rilevati, non dovrebbero più essere valide e bisognerebbe trovare un nome signifi- cativo alla scala regionale, almeno del Lazio. Questo problema diviene ancora più evidente quando la corre- lazione dei sintemi si estende anche a settori come quello di Roccamonfina (Fig. 8) dove non sono presenti sedimenti costieri. Il metodo di rilevamento ha però consentito di individuare nell’area vulcanica sintemi regionali che tramite le date geocronologiche si correla- no perfettamente a quelli già individuati più nord. Quindi anche in questo caso i sintemi dovrebbero avere una nomenclatura unificata. Sarebbe interessante a questo punto avere dei confronti nell’area sabatina, non ancora oggetto di rilevamento alla scala 1:50.000, che potrebbe essere risolutiva per questo problema e dove tra l’altro sono presenti fattori locali di grande interesse come la messa in posto dei domi intrusivi di Tolfa, dei Ceriti e dei Cimini che per età costituirebbero l’anello mancante tra l’area delle pontine e quella della costa sia in termini di estensione regionale che temporale. Un altro problema riguarda la risoluzione di alcuni sintemi che sia nel Lazio settentrionale che in quello centrale sono in realtà la somma di più sintemi (S. Marcello a nord, Ponte Galeria al centro e M. Ofelio a sud). Questi sintemi in realtà contengono sicuramente più superfici relative a diversi momenti di basso ed alto stazionamen- to del livello del mare (MILLI, 1997; MARRA et alii, 1998) che non sono state introdotte per più motivi. A nord per la mancanza di sufficienti affioramenti, nel centro e a sud perché elementi come il delta del Tevere e la cresci- ta di un vulcano rendono difficile con la loro rapida sedi- mentazione l’attibuzione certa delle superfici riconosciu- te alle oscillazioni del livello del mare. Quindi a rigore di logica in realtà i sedimenti relativi non costituiscono un unico sintema ma un’associazione di sintemi, che non può essere definita supersintema perché per questa definizione è necessaria una gerarchia delle superfici limiti maggiore. Si vuole pertanto suggerire di introdurre un’ulteriore nomenclatura ad esempio associazione di sintemi, per apportare ulteriore suddivisioni nel futuro, qualora il dettaglio stratigrafico lo consentisse. Un ultimo dato importante che vale la pena di sot- tolineare riguarda proprio la mancanza dei sedimenti nell’area costiera di Roccamonfina. Tale assenza per- mette di evidenziare il processo di subsidenza, per altro già noto, di questo settore (IPPOLITO et alii, 1973; NASO & TALLINI, 1993; CATENACCI & MOLINARI, 1965; GIORDANO et alii, 1995). Si ringraziano vivamenti tutti i collaboratori al pro- getto CARG, fogli geologici Montalto di Castro, Tarquinia, Roma , Albano, Borgo Grappa e del progetto pilota Roccamonfina. NOTA In una riunone avvenuta in sede APAT nel Gennaio 2005 è stata proposta una nomenclatura unificata dei supersintemi e dei sintemi riconosciuti come gli stessi lungo la costa del Lazio. Pertanto attualmente il Supersintema Aquatraversa ha sostituito i Supersintemi Monte Riccio e Monte Mario; il Supersintema Aurelio-Pontino ha sostituito i Supersintemi Marta, Zannone e Galeria; il sintema Ponte Galeria si chiama Magliana; il Sintema Flaminia sostituisce il Sintema Santa Cecilia; il Sintema Villa Glori il Valle Giulia; il Sintema Barca di Parma il Quartaccio; il Sintema Fiume Fiora Archi di Pontecchio e Campo Selva; ed infine il Sintema Fiume Marta il Casalone, Zannone sud e Saccopastore. Il Supersintema Ponza ed il Sintema Pontino sono stati soppressi non avendo superfici di base identificate. 532 D. De Rita, M. Fabbri & C. Cimarelli 533 Fig. 9 - Confronto dei tassi di sollevamento calcolati per l’area costiera del Lazio settentrionale e per l’area costiera romana. Comparison of the uplift rates computed for the northern Latium coastal area and for the roman coastal area. Fig. 8 - Correlazione delle unità a limiti inconformi rapportata alla scala degli stadi isotopici (SHACKLETON et alii, 1990; SHACKLETON, 1995). Lo schema evidenzia come l’organizzazione delle unità in UBSU, rapportata alle variazioni del livello del mare, permetta correla- zioni significative a livello regionale, ponendo il problema della nomenclatura dei sintemi e supersintemi a questa scala. Correlations between unconformity buonded stratigraphic units compared to the isotopic stadi scale (SHACKLETON et alii, 1990; SHACKLETON, 1995). The scheme evidences the UBSU methodology capability to allow stratigraphic correlations at regional scale. Evoluzione pleistocenica del margine ... RIFERIMENTI BIBLIOGRAFICI ALBERTI A., BERTINI M., BONO G.L., NAPPI G., SALVATI L. (1970) - Note illustrative della carta geologica d'Italia alla scala 1:100.000. Foglio 136 Tuscania, Foglio 142 Civitavecchia - Servizio Geologico D’Italia. AMBROSETTI P., BONADONNA F.P. 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