Imp.Bigazzi& DATAZIONE DI UN LIVELLO CINERITICO DEL PLEISTOCENE MEDIO: RELAZIONI CON SEDIMENTAZIONE, SOLLEVAMENTO E TERRAZZI MARINI NELL’AREA CROSIA-CALOPEZZATI IN CALABRIA (ITALIA) Giulio Bigazzi1 & Luigi Carobene2 1C.N.R., Istituto di Geoscienze e Georisorse, via G. Moruzzi, 1 – 56124 Pisa 2DIP.TE.RIS., Università degli Studi, corso Europa, 26 – 16132 Genova RIASSUNTO: Bigazzi G. & Carobene L., Datazione di un livello cineritico del Pleistocene medio: relazioni con sedimentazione, solleva- mento e terrazzi marini nell’area Crosia-Calopezzati in Calabria (Italia). (IT ISSN 0394-3356, 2004). Nell’area di Crosia-Calopezzati, in destra del fiume Trionto (Calabria ionica), affiora un potente prisma sedimentario pleistocenico che, nelle parti più prossimali, è trasgressivo sui terreni miocenici. Il sollevamento dell’area ha originato la formazione di 4 ordini di terrazzi marini, già descritti in un precedente lavoro; il rinvenimento e la datazione di un livello cineritico nel substrato argilloso pleistocenico ha permesso di ottenere una datazione indiretta degli stessi. Il livello cineritico, per il quale è stata calcolata un’età di 450.000 anni ±10% con il metodo delle tracce di fissione, è stato infatti inqua- drato stratigraficamente all’interno del corpo sedimentario; ciò ha consentito di trarre anche ulteriori deduzioni e ipotesi, sia cronologi- che che quantitative, sul sollevamento e sull’emersione del prisma sedimentario pleistocenico e sulle velocità di sedimentazione. ABSTRACT: Bigazzi G. & Carobene L., Fission-track dating of Middle Pleistocene ash layer: relationships to sedimentation, tectonic uplift and marine terraces in the Crosia-Calopezzati area (Calabria, Italy). (IT ISSN 0394-3356, 2004). In the Crosia-Calopezzati area (Ionian coast of Calabria), east of the Trionto River, crops out a Pleistocene marine succession which is transgressive over Miocene – Pliocene (?) substratum (Fig. 1; Fig. 2). These sediments deposited during a lowering phase of the Ionian margin, which caused the formation of important sedimentary basins in Calabria and Basilicata. A significant stage of knowledge of the geology of these regions during lower and middle Pleistocene times had been already attained through studies that were performed on these basins. The uplift of the study area determined the formation of four orders of marine terraces (Fig. 5) already described in a previous article (Carobene, 2003). Discovery and analysis of an ash layer interstratified with the Pleistocene clayey substratum (Fig. 3) provided the opportunity of inferring some considerations on the sedimentation rate and, consequently, on the onset of the sedimentation of the transgressive body. It was also possible to deduce some constraints on the beginning of its emersion as well as on the age of the marine terraces and on the uplift rate of the study area. The main results of this work can be summarized as follows (Fig. 9): 1) Age determination of the pyroclastic layer. The ash layer, referred to as “Calopezzati ash”, looks poorly cemented, porous and white colored. Dating of a population of glass shards separated from the Calopezzati ash was performed using the fission-track method at the C.N.R. Institute of Geosciences and Earth Resources of Pisa (Fig. 4). An age of 450,000 a ± 10 % was determined (Table 1). Taking into account the close analogies found out with the pyroclastic layer named “Parmenide ash” recognized in the nearby Cutro basin, in the Crotone peninsula (Massari et alii, 2001), the deposition age of the Calopezzati ash might be 420,000 a. 2) Sedimentation rate. The position of the studied ash inside the sedimentary body allowed to compute a thickness of the overhanging clay cover of around 100 m and to deduce that sedimentation stopped at the end of MIS 9 (280,000 a ago) (Fig. 8). Therefore, during the considered time span the average sedimentation rate was around 0.6 mm/a. 3) Coastal area lowering (subsidence) and Pleistocene sedimentation. Based upon the mean sedimentation rate (see point 2 above) and taking into account the computed thickness of the sedimentary prism (around 400-500 m), we argue that sedimentation started during late lower Pleistocene – early middle Pleistocene times. 4) Onset of the tectonic uplift. The onset of the uplift of the area is about coeval with the ash deposition, therefore an age of around 450,000 a can be deduced for the beginning of the uplift phase (Fig. 6 - A). 5) Emersion of the sedimentary prism. Obviously emersion is diachronic. It took place with evidence in correspondence with the eusta- tic lowering following the interglacial peak of MIS 11, and it is testified by the sediments located at higher elevation (277 m, Fig. 5); the sedimentary top does not coincide with the most recent sediments. 6) Tectonic uplift and marine terracing. The interglacial high level subsequent the first emersion is attributed to the MIS 9. It originated a wide terrace (I order terrace) nowadays to a great extent remodelled, with an inner margin at an elevation of 210 m (Fig. 5). An algal limestone sample yielded a Th/U ≥ 300.000 a (Carobene, 2003). We computed an average uplift rate of 0.62 mm/a. We assume that the clayey sedimentation stopped with the eustatic lowering (Fig. 8 – A e B). The following interglacial eustatic high level (MIS 7) deter- mined the formation of the II order terrace which nowadays has an inner margin of 105÷120 m (Chapter 4); the corresponding average uplift rate is 0.56 mm/a (Tab. 2). The eustatic peak corresponding to MIS 5.5 originated the III order terrace, with an inner margin at present at around 65÷70 m; the average uplift rate is 0.50 mm/a (Tab. 2). The last eustatic high of stage 5 (MIS 5.1) produced the IV order terrace, which is of less importance than the previous ones as regards surface width and sediments thickness. The present ele- vation of its inner margin, 25÷30 m, allowed us to compute an average uplift rate of 0.46 mm/a. The chronological succession of the four orders of terraces and of the sedimentary top elevations (Fig. 5 and Tab. 2) proves an almost steady course of the uplift rate (Fig. 6 – B), slightly decreasing with time (from 0.69 down to 0.46 mm/a). Taking into account the uncer- tainties related to the attribution of the age to the palaeo-eustatic peaks and to the estimate of their original elevation, we have recko- ned the variability interval of the computed uplift rate values reported above (Fig. 7). Parole chiave: livello cineritico, datazione con le tracce di fissione, terrazzi marini, tettonica quaternaria, eustatismo, Pleistocene, Calabria. Keywords: ash layer, fission-track dating, marine terraces, Quaternary tectonics, eustasy, Pleistocene, Calabria. Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 17(2/1), 2004, 151-163 152 G. Bigazzi & L. Carobene 1. PREMESSA Nella presente Nota viene utilizzata una data rica- vata da un livello piroclastico, denominato “cinerite di Calopezzati”, presente nel substrato argilloso pleistoce- nico, per definire la cronologia dei terrazzi marini svilup- pati nell’area di Crosia-Calopezzati. La datazione è stata effettuata con il metodo delle tracce di fissione; le relati- ve procedure di laboratorio vengono esposte nel Cap. 3. Gli eventi successivi alla depo- sizione del livello cineritico sono stati: 1) il completamento del corpo sedimentario che costituisce il substrato; 2) il sol- levamento; 3) la formazione dei terrazzi marini, in relazione alla progressiva emersione dell’area e alle oscillazioni glacioeustati- che. I 4 ordini di terrazzi rico- nosciuti (Fig. 1) sono stati de- scritti in dettaglio da Carobene (2003); in conformità con dette descrizioni, i margini interni dei terrazzi corrispondono ai “mar- gini interni geometricamente ricostruiti”, ritenuti equivalenti alle paleolinee di riva. I terrazzi vengono qui ricordati breve- mente. I ordine: crinali suboriz- zontali, risultato di un forte rimodellamento di una superfi- cie terrazzata avente margine interno a circa 210 m. Nel set- tore di Crosia l’ampiezza mas- sima raggiunge quasi 2500 metri; lembi di depositi marini sono stati osservati solo tra 130 e 169 m di quota. Alcune faglie dislocano il terrazzo, contri- buendo al notevole dislivello esistente tra margine interno e orlo esterno. II ordine: relitti di superfici terrazzate, con ampiezza mas- sima di 1000 m e margine inter- no a 105÷120 m. I depositi marini e continentali raggiungo- no uno spessore complessivo massimo di 45 m. III ordine: relitti ancora ben conservati di superfici ter- razzate, con margine interno a 64÷71 m; l’ampiezza massima è di 800 m, ma si riduce drasti- camente a SE del T. Fiumarella. I depositi marini e continentali terrazzati sono presenti con uno spessore massimo di 25 m. IV ordine: è rappresentato da pochi relitti di superfici aventi ampiezza non superiore a 170 m e margine interno a 25÷30 m. I depositi terrazzati hanno spessori di pochi metri e a volte sono assenti. Sono stati considerati i possibili errori che entrano in gioco nei calcoli (errori di quota, di età, di spessori, ecc.), al fine di verificare il possibile campo di variabilità dei tassi di sollevamento (Tab. 2). Fig. 1 - Carta geologica schematica della distribuzione del substrato pleistocenico nell’area di Crosia e Calopezzati. Sono inoltre mappati i depositi o le forme riferibili ai quattro ordini di ter- razzi marini rilevati (Carobene, 2003). 1)Substrato miocenico; 2)argille e sabbie del Pleistocene; 3) forme relitte e lembi di depositi del I ordine; 4) depositi del terrazzo del II ordine, 5) depositi del terrazzo del III ordine; 6) forme relitte e lembi di depositi del terrazzo del IV ordine; 7) depositi colluviali, depositi alluvionali e depositi costieri recenti e attuali; 8) linea di correlazione dei terrazzi marini; 9) giaciture di stra- to; 10) ubicazione della cinerite; 11) centri abitati. Geological schematic map showing the distribution of the Pleistocene substratum in the Crosia – Calopezzati area. The deposits or the features referable to the surveyed four orders of marine terraces (Carobene, 2003) are also shown. 1) Miocene substratum; 2) Pleistocene clays and sands; 3) relict landforms and deposit remains of the 1st order terrace; 4) deposits of the 2nd order terrace; 5) deposits of the 3rd order terrace; 6) relict landforms and deposit remains of the 4th order terrace; 7) present or recent colluvial, alluvial and coastal deposits; 8) correlation line of the marine terraces; 9) bed attitude; 10)loca- tion of the SX.819 ash level; 11) towns. 2. STRATIGRAFIA Nell’area di studio (Fig. 1) il substrato è costituito da un prisma sedimentario pleistocenico di notevole spessore, rilevato in dettaglio al fine di ricostruire al meglio la successione stratigrafica (Carobene, dati ine- diti); il Pleistocene di Crosia è stato descritto preceden- temente da Panizza (1967). Le variazioni litologiche e sedimentologiche riscontrate, considerate sia in senso verticale che areale (da mare verso terra), indicano che si tratta di una sequenza sedimentaria originatasi per una progressiva e prolungata fase trasgressiva, culmi- nata in un alto stazionamento eustatico finale, che ha preceduto l’emersione dell’area. L’innalzamento del livello marino è coinciso con una lunga fase di subsi- denza (periodo della sedimentazione della sequenza), alla quale è seguita una fase di sollevamento tettonico (periodo dell’emersione e del terrazzamento marino). La colonna stratigrafica di Fig. 2 indica in modo schemati- co la litologia; le sabbie gialle basali sono riferibili al periodo trasgressivo, e sono ben osservabili nella zona costiera più interna (più sollevata); le argille siltose gri- gio-azzurre occupano invece la restante fascia di terri- torio fino al mare, tanto da non permettere l’osservazio- ne della parte stratigrafica basale. La colonna rappre- senta quindi la successione cronostratigrafica; lo spes- sore rappresentato è relativo, in quanto esso varia da un minimo a monte ad un massimo (calcolato) di 400 e forse maggiore di 500 m a valle. Le giaciture di strato variano da circa 15° a monte a 9-10° a valle; esse hanno permesso una discreta valutazione degli spesso- ri, complicata tuttavia dalla presenza di faglie. La messa in posto del livello della cinerite di Calopezzati, così come le successive fasi sedimentarie, eustatiche e tettoniche, sono state riferite cronologica- mente alla curva isotopica dell’ossigeno (Cap. 5). L’età della cinerite (Cap. 3) e dello spessore di argille (circa 100 m) che lo sovrasta, hanno permesso inoltre di rica- vare indicazioni sulla velocità media della loro sedimen- tazione e quindi, estrapolando il dato all’intero spessore del prisma sedimentario, di avanzare un’ipotesi sull’ini- zio della sedimentazione (Cap. 4.3). 3. LA DATAZIONE DEL LIVELLO CINERITICO Il livello cineritico è stato rinvenuto ed osservato, circa alla quota di 45 m, lungo la strada che unisce la Stazione di Calopezzati con il paese di Calopezzati (Fig. 1), sul fianco destro di una valle che ha inciso la super- ficie terrazzata estesa tra le quote di 75 e 96 metri (ter- razzo del II ordine – Carobene, 2003). Lavori di sbanca- mento lungo il versante argilloso hanno portato alla luce un livello biancastro, poroso, leggero, poco cementato, spesso alcuni centimetri; a volte la cinerite era presente in lenti o sacche più spesse, non cementata (Fig. 3). Il campione SX.819 è stato analizzato con il metodo SEM – EDS e con il metodo delle tracce di fissione per otte- nerne rispettivamente la composizione chimica e l’età. 3.1. Datazione con il metodo delle tracce di fissione La datazione con il metodo delle tracce di fissione si basa sulla scoperta, fatta negli anni 60 del secolo scorso, che minerali e vetri naturali mantengono memo- 153Datazione di un livello cineritico ... ria degli eventi di fissione nucleare dell’U238 prodotti al loro interno nei tempi geologici. Ogni evento di fissione produce nel solido nel quale avviene una regione dan- neggiata – una traccia cilindrica lunga ~ 10 ÷ 20 µm – chiamata “traccia latente” osservabile soltanto al micro- scopio elettronico, che può essere rivelata con un opportuno attacco chimico in modo da essere osserva- Fig. 2 - Colonna stratigrafica schematica rappresentativa del substrato pleistocenico. Lo spessore è stato calcola- to in base ad una ricostru- zione geometrica del corpo sedimentario basata sulle giaciture di strato; le sabbie basali sono affioranti nella parte prossimale (verso terra), mentre le argille som- mitali sono affioranti nella parte distale (verso mare). La deposizione delle argille che sovrastano la cinerite (450.000 anni) è terminata con il MIS 9 (vedi Fig. 8). Schematic stratigraphy of the Pleistocene substratum. Thickness was estimated through geometric recon- struction of the sedimentary body. The basal sands crop out in the proximal part (landward), whereas the upper clays crop out in the distal part (seaward). Deposition of the clay overhanging the SX.819 ash level (450,000 years) stop- ped at the end of MIS 9 (see also Fig. 8). Fig. 3 - Livello piroclastico bianco (cinerite di Calopezzati) affiorante alla quota di circa 45 m; è venuto alla luce per un’a- zione di sbancamento del versante argilloso. White pyroclastic layer (Calopezzati ash) cropping out at an elevation of about 45 m. It came to light in consequence of excavation works made on a clayey slope. 154 bile con un comune microscopio ottico. Dato che la fis- sione nucleare spontanea dell’U238 avviene ad un tasso costante nel tempo, il numero di tracce di fissione accu- mulate nei tempi geologici, dette tracce “fossili”, in un minerale o in un vetro naturale è proporzionale al suo contenuto di uranio e al tempo trascorso dalla sua for- mazione. Perciò la datazione con le tracce di fissione consiste nella determinazione della frazione di atomi di U238 che hanno subito la fissione nucleare. Per calibrare lo sconosciuto contenuto di uranio, una frazione del campione viene irraggiata con neutroni termici in un reattore nucleare. L’irraggiamento produce la fissione indotta dell’isotopo U235: il numero di tracce rivelabili chi- micamente dopo l’irraggiamento è proporzionale al con- tenuto di uranio. In pratica, quindi, una determinazione di età consiste nella stima di due densità superficiali di tracce – la densità di tracce fossili e la densità di tracce indotte – attraverso opportune tecniche di conteggio al microscopio. Teoricamente non esistono limiti di età per l’applicazione del metodo delle tracce di fissione, ma in pratica, a causa della bassissima probabilità di verificar- si della fissione dell’U238, il contenuto di uranio di molti solidi non consente l’accumulo di un adeguato numero di tracce in tempi brevi. Perciò, soltanto in casi partico- lari è possibile datare rocce recenti (età < 100.000 anni). Benché le tracce di fissione siano state osservate in molti minerali, soltanto alcuni minerali pesanti, come ad esempio l’apatite, lo zircone e lo sfene e i vetri natu- rali vengono comunemente utilizzati. Dato che la stabi- lità termica delle tracce in alcuni minerali è relativamen- te scarsa, l’applicazione più diffusa delle tracce di fis- sione è nel campo della termocronologia. Particolare importanza riveste l’apatite, sia per la sua larga diffusio- ne nelle rocce anche sedimentarie, sia per la fascia di temperature alle quali le tracce sono sensibili (da ~ 60°C a ~ 120°C). L’analisi dell’apatite con il metodo delle tracce di fissione si è rivelato un potente strumen- to per lo studio della storia dell’esumazione delle cate- ne montuose o dello studio dell’evoluzione dei margini continentali. Le tracce di fissione hanno fornito un contributo significativo anche nella datazione delle rocce vulcani- che, come ad esempio nello studio crono-stratigrafico in aree vulcaniche o nel campo della tefrocronologia. A questo proposito rivestono particolare importanza i vetri naturali. Infatti l’unica fase databile di molti tefra consiste di una popolazione di frammenti di vetro, diffi- cilmente databile con altre tecniche (Walter, 1989). Una descrizione esauriente della datazione con il metodo delle tracce di fissione e delle sue applicazioni è riportata da Wagner & Van den haute (1992). La cinerite di Calopezzati è stata analizzata usan- do le metodologie messe a punto nell’Istituto di Geoscienze e Georisorse del CNR di Pisa (vedi ad esempio Bigazzi et alii, 2000, Espizua et alii, 2002). Una frazione del vetro SX.819 è stata irraggiata con neutroni nella posizione Lazy Susan (rapporto Cd 6,5 per Au e 48 per Co) del reattore del LENA dell’Università di Pavia. Dopo l’irraggiamento due frazio- ni del campione – una per il conteggio delle tracce fossili dovute alla fissione spontanea dell’U238 e l’altra per il conteggio delle tracce indotte dell’U235 prodotte dall’ir- raggiamento – sono state montate in resina epossidica, pulimentate in modo da esporre una superficie interna dei grani di vetro e attaccate per 90 s in HF 20% a 40°C per la rivelazione delle tracce. Il conteggio è stato effet- tuato con un microscopio Leica Orthoplan a 500 x, uti- lizzando un oculare equipaggiato con una griglia, mentre le dimensioni delle tracce (l’asse maggiore degli ellissoi- di che rappresentano l’intersezione delle tracce rivelate con la superficie dei grani) sono state misurate a 1000 x, utilizzando lo strumento Leica-Microvid accoppiato al microscopio. I risultati sono riportati in Tab. 1. Per il conteggio delle tracce è stata adottata la tecnica detta del “conteggio puntuale”, introdotta già negli anni ’60 (Fleischer et alii, 1965), ma soltanto più recentemente utilizzata diffusamente (Naeser et alii, 1982, Westgate, 1989). Secondo questa tecnica un campo di osservazione al microscopio viene considera- to 1 se un punto di riferimento opportunamente scelto – Tab. 1 - Tratt. Termico: trattamento termico per la determinazione dell’età di plateau; ρS (ρI): densità superficiale delle tracce fossili (indotte); NS (NI): Tracce fossili (indotte) contate; p(χ2): probabilità di ottenere il valore di χ2 calcolato nell’applicazione del test per con- frontare la distribuzione dei conteggi delle tracce indotte con una distribuzione di Poisson; DS/DI: rapporto tra le dimensioni medie delle tracce fossili e indotte; Età App.: età apparente; Età Corr.: Età corretta con il metodo delle dimensioni o età di plateau. Parametri usati per il calcolo dell’età: λ = 1,55125 x 10-10 a-1; λF = 8,46 x 10-17 a-1; σ = 5,802 x 10-22 cm2; 238U/235U = 137,88. La dose di neutroni, 1,53 x 1015 cm-2, è stata determinata usando il vetro standard EC-JRC-IRMM-540 (De Corte et alii, 1998), attraverso il con- teggio di 6657 tracce sulla superficie dei detector esterni di muscovite giustapposti al vetro standard durante l’irraggiamento. Gli errori sperimentali sono la propagazione degli errori di conteggio delle tracce e dell’errore introdotto dalla tecnica del conteggio puntuale (Bigazzi & Galbraith, 1999). Tratt. Termico: thermal treatment imposed for the plateau age determination; ρS (ρI) spontaneous (induced) track density; NS (NI): spon- taneous (induced) track counted; p(χ2): probability of obtaining Chi-square value for the induced track count distribution tested against a Poisson distribution; DS/DI: spontaneous to induced track size ratio; Età App.: apparent age; Età Corr.: size-corrected or plateau age. The following parameters were used for age calculation: λ = 1.55125 x 10-10 a-1;λF = 8.46 x 10-17 a-1; σ = 5.802 x 10-22 cm2; 238U/235U = 137.88. Samples were irradiated in the Lazy Susan (Cd ratio 6.5 for Au and 48 for Co) facility of the Triga Mark II reactor of LENA, University of Pavia (Italy). The neutron fluence, 1.53 x 1015 cm-2, was determined using the EC-JRC-IRMM-540 standard glass (De Corte et al., 1998). 6657 tracks were counted on muscovite external detectors juxtaposed to the standard glass during irradiation. Experimental errors are propagation of Poisson counting errors and of the additional error due to the application of the point-counting technique (Bigazzi & Galbraith, 1999). Campione ρS NS ρI NI p(χ2) DS/DI Età App. ± 1σ Età Corr. ± 1σ Tratt. Termico (cm-2 ) (cm-2 ) (%) (Ma) (Ma) SX.819 2.360 455 511.500 2.220 10 0,86 0,35 ± 0,03 0,44 ± 0,04 5h 180°C 2.222 104 372.000 512 90 1,01 - 0,45 ± 0,08 G. Bigazzi & L. Carobene 155 ad esempio il centro della griglia montata nell’oculare – si trova su una superficie di vetro utile per il conteggio, cioè su una area nella quale una traccia, se presente, sarebbe osservabile. Altrimenti, cioè se il punto di riferi- mento si trova sulla resina o su una porzione di vetro nella quale una traccia non sarebbe identificabile, il campo è considerato 0. In questo modo il risultato fina- le del conteggio è una densità virtuale Y/X, dove Y è il numero di tracce e X è il numero dei punti su vetro. La frazione della superficie utile per il conteggio è stimata da X/N, dove N è il numero totale dei campi osservati. Il conteggio puntuale consente l’analisi di superfici molto più ampie in tempi più brevi, dato che non è necessaria la stima della superficie utile dei singoli grani di vetro, tuttavia questa tecnica introduce un errore sperimentale addizionale che non può essere ignorato, anche se nel caso di basse densità di tracce questo errore può diventare anche molto modesto (Bigazzi, 1999; Bigazzi & Galbraith, 1999). Nei vetri naturali la stabilità delle tracce fossili nei tempi geologici è piuttosto scarsa: un certo tasso di cancellamento (annealing) che corrisponde a un accor- ciamento della lunghezza rivelabile dall’attacco chimico delle tracce stesse si produce in genere anche a tempe- ratura ambiente. Le tracce che hanno subito un certo tasso di annealing sono rivelate con efficienza ridotta. Per questo motivo le età determinate con il metodo delle tracce di fissione nei vetri sono comunemente età ridot- te, dette “età apparenti”, a meno che non venga appli- cata una tecnica di correzione. Storzer & Wagner (1969) hanno mostrato che la quantità di annealing può essere stimata dal rapporto tra le dimensioni delle tracce fossili e delle tracce indotte, DS/DI, dove le tracce indotte sono assunte come tracce indisturbate di riferimento. Una riduzione del rapporto DS/DI (DS/DI < 1) indica che le tracce fossili hanno subito un certo tasso di annealing, tanto più elevato quanto minore è il rapporto DS/DI. Il vetro SX.819 presenta un moderato tasso di annealing delle tracce fossili (DS/DI = 0,86, Tab. 1 e Fig. 4). L’età di formazione del vetro è stata quindi stimata con il metodo delle dimensioni, utilizzando una curva di correzione delle età apparenti che mette in relazione la riduzione delle dimensioni con la corrispondente ridu- zione delle densità di tracce (Storzer & Wagner, 1969). Abbiamo quindi determinato l’età di plateau, proposta da Storzer & Poupeau (1973) per correggere le età apparenti, che consiste nel ristabilire, attraverso tratta- menti termici opportuni, una stessa efficienza di rivela- zione delle tracce fossili ed indotte. Seguendo la pratica comune, un solo trattamento termico è stato utilizzato in questo lavoro (Arias et alii, 1981; Westgate, 1989). Il raggiungimento della condizione di plateau – una iden- tica efficienza di rivelazione delle tracce fossili ed indot- te – è testimoniato dal valore di DS/DI, che dopo il trat- tamento termico diventa circa 1 (Tab. 1, Fig. 3). L’età corretta con il metodo delle dimensioni e l’età di pla- teau del campione SX.819, che sono considerate una stima affidabile dell’età di formazione del vetro, almeno nel caso di storie termiche semplici (Wagner & Van den haute, 1992), sono consistenti. L’età assegnata al livello piroclastico SX.819 (vedi Tab. 1) permette di effettuare una possibile corrispon- denza con uno dei livelli ritrovati nell’area di Montalbano Jonico (avanfossa bradanica dell’Appennino), dove approssimativamente tra 400. e 500.000 anni ricadono ben 5 orizzonti piroclastici (V5 - V6 – V7 – V8 – V9) (sezione Vecchietto) (Ciaranfi et alii, 2001). Più preciso è il riferimento al Bacino di Crotone in Calabria (Massari et alii, 2001), dove in località Marcedusa (valle di Manche) è stato riconosciuto un livello piroclastico denominato “Parmenide ash” conte- nuto nell’Unità di S. Mauro, che comprende i sedimenti più recenti del riempimento del sub-bacino di S. Mauro (bacino di Crotone). In tale località il livello piroclastico marca praticamente l’emersione del corpo sedimenta- rio, avvenuta “durante la fase iniziale della transizione MIS 12 – MIS 11” (ovvero 420. – 410.000 anni). Esso si presenta composto da cinerite pura di color bianco. La coincidenza è quindi straordinaria sia per quanto riguar- da l’età, sia per quanto riguarda il colore; inoltre la pic- cola distanza tra i due affioramenti, circa 60 Km, depo- ne a favore di una loro corrispondenza. L’età “più probabile” della cinerite del campione SX.819 potrebbe pertanto essere pari a 420.000 anni, per l’affinità con il “Parmenide ash” (Massari et alii, 2001). Nel testo è stata comunque utilizzata l’età misu- rata. 4. SEDIMENTAZIONE, SOLLEVAMENTO E TERRAZZI MARINI La datazione della “cinerite di Calopezzati” ha permesso di definire con buona precisione il quadro cronologico degli eventi sedimentari e del terrazzamen- to marino conseguente all’emersione dell’area Crosia- Calopezzati. Tali eventi sono stati riferiti alla curva delle variazioni isotopiche dell’Ossigeno (Prell et alii, 1986), in quanto è ormai accettata la corrispondenza: alti eustati- ci interglaciali-picchi caldi climatici-massimi valori negativi del rapporto isotopico O18/O16. La sequenza sedimentaria, rilevata e campionata da Carobene negli anni ’90, è purtroppo ancora priva di datazioni bio-stra- tigrafiche. Comunicazioni verbali e l’analogia con la vicina sequenza sedimentaria di Tarsia (Valle del Crati) (Carobene et alii, 1997), unitamente allo studio dei ter- Fig. 4 - Distribuzione delle dimensioni delle tracce rivelate nel vetro della cinerite di Calopezzati prima (rapporto tra le dimen- sioni medie delle tracce fossili ed indotte DS/DI = 0,86) e dopo il trattamento termico per la misura dell’età di plateau (DS/DI = 1,01). Size distribution of the fission tracks developed on glass shards from the Calopezzati ash before (spontaneous to indu- ced track-size ratio DS/DI = 0.86) and after the thermal treat- ment imposed for the plateau age determination (DS/DI = 1.01). Datazione di un livello cineritico ... 156 razzi marini (Carobene, 2003), avevano comunque permesso di ipotizzare la sua appartenen- za al Pleistocene medio; la datazione della cinerite ha con- fermato l’ipotesi, fornendo il vin- colo cronologico mancante. Nella Fig. 5 è schematizza- to il prisma sedimentario ed il terrazzamento marino; la sequenza deposizionale (de- scritta sommariamente in questa sede), è il risultato di una com- plessa sedimentazione avvenuta in un regime di subsidenza; la trasgressione è culminata in un alto stazionamento eustatico, al quale è seguita l’emersione per il perdurare di un regime di solle- vamento tettonico. Pertanto il prisma sedimentario è costituito da un insieme di sistemi deposi- zionali trasgressivi, testimoniati dai corpi sabbiosi basali illustrati in Fig. 1, e da un insieme di sistemi deposizionali di alto sta- zionamento che, nelle parti cen- trali e distali del bacino hanno originato una sedimentazione prevalentemente argillosa, con spessori di centinaia di metri. Da notare che, durante la fase di sollevamento, il depocentro della sedimentazione si è spostato progressivamente verso mare. Nella parte medio-alta delle argille è stato rinvenu- to il livello cineritico datato 450.000 anni (Cap. 3); lo spessore di argille che lo sovrasta stratigraficamente è la testimonianza della sedimentazione avvenuta sicura- mente durante l’alto eustatico corrispondente al MIS 11 (picco massimo a 405.000 anni) e continuata per un certo periodo che verrà definito più avanti al paragr. 4.3. Il nuovo regime di sollevamento tettonico causò l’emersione del prisma sedimentario prima nelle aree prossimali, successivamente nelle aree distali del baci- no. I sedimenti più alti in quota, che segnano l’inizio del- l’emersione, si rinvengono nell’area di Crosia (Fig. 1) a 277 m s.l.m. (Cozzo S. Pietro); essi sono costituiti da sabbie inclinate di pochi gradi verso mare, poggianti su argille mioceniche, per uno spessore di 25 m. Le sabbie possono testimoniare l’ultimo alto eustatico interglaciale prima dell’emersione; a testimonianza di questo livello marino più alto vi sono crinali suborizzontali estesi verso sud fino alla quota di 300 m, sia in destra che in sinistra del Fiume Trionto. In corrispondenza di Calopezzati il crinale si sviluppa infatti per 2200 m circa, mentre in corrispondenza di Crosia lo sviluppo raggiunge i 5 km! 4.1. La datazione dei terrazzi marini Per la risoluzione del problema sono stati distinti: i dati a disposizione, le ipotesi più attendibili, le relative deduzioni e, infine, le considerazioni conclusive. I DATI 1) Nell’area sono riconoscibili 4 ordini di terrazzi, con margine interno a 210 m (I ord.), a 105÷120 m (II ord.), a 65÷70 m (III ord.) e a 25÷30 m (IV ord.) s.l.m. Essi sono intagliati nel substrato pleistocenico in gran parte argilloso (Fig. 1). 2) Il terrazzo del II ordine (T2 in Fig. 5) taglia dette argil- le, nelle quali è stato riconosciuto (alla quota di 45 m) il livello cineritico bianco, datato 450.000 anni ± 10% (Cinerite di Calopezzati). 3) Lo spessore di argille che sovrasta la cinerite è attualmente valutabile in circa 100 m (±20); la misura si ricava dall’analisi della sezione geologica. 4) Il substrato pleistocenico affiora (con sabbie litorali) alla quota massima di 277 m (Cozzo S. Pietro). 5) Un esteso crinale con andamento suborizzontale si estende da tale quota verso monte per 5 km; esso potrebbe essere il relitto di una superficie di abrasio- ne marina avente margine interno a 300 m s.l.m. 6) I depositi terrazzati del I ordine sono molto erosi. Lembi relitti di calcari algali hanno fornito un’età Th/U incerta ≥ 300.000 anni. 7) I depositi marini del II e del III ordine di terrazzi sono invece potenti, rispettivamente, fino a 40 e fino a 20 metri. 8) Il terrazzo del IV ordine si presenta di ridotte dimen- sioni e con depositi che hanno uno spessore massi- mo di qualche metro. LE IPOTESI In base ai dati, si ritengono valide le seguenti affermazioni: 1) I terrazzi del I, II e del III ordine vanno riferiti a distinti e consecutivi periodi interglaciali, a loro volta corre- labili a distinti MIS delle curve paleoclimatiche. Tale Fig. 5 - Rappresentazione schematica dei terrazzi marini. P.L. = Paleolivello marino corrispondente al top dei sedimenti; è stato attribuito al MIS 11. I depositi più alti affiorano alla quota di 277 m; essi non costituiscono i depositi più recenti. C. = livello della cinerite di Calopezzati rinvenuto alla quota di 45 m. T1, T2, T3, T4 = terrazzi marini attribuiti, rispettivamente, ai MIS 9, 7, 5.5 e 5.1 (disegno non in scala). Per notizie dettagliate vedi Carobene (2003). Schematic sketch of the four orders of marine terraces. P.L. = marine palaeo-level corresponding to the top of the sedimentary deposits, it was attribu- ted to MIS 11. The higher deposits crop out at an elevation of 277 m; they do not consist of the most recent sediments. C. = Calopezzati ash layer, recognised at an elevation of 45 m. T1, T2, T3, T4 = marine terraces attributed to MIS 9, 7, 5.5 and 5.1, respectively (non-scale drawing). See Carobene (2003) for further details. G. Bigazzi & L. Carobene relazione è basata sulla consistente differenza alti- metrica esistente tra i tre margini interni dei terrazzi, sulla grande estensione delle superfici (da 2400 a 800 metri), sullo spessore e sui caratteri stratigrafici dei depositi. 2) Il terrazzo del IV ordine, viceversa, va riferito ad un substage isotopico di importanza minore, sia per la debole differenza altimetrica che lo separa dal ter- razzo del III ordine (35-40 m), sia per la sua ridotta ampiezza (inferiore a 170 m), sia per le caratteristi- che dei depositi terrazzati. 3) Il deposito sabbioso marino di quota 277 m ed il cri- nale con margine interno alla quota di 300 m testi- moniano un lungo periodo di alto livello eustatico. 4) Il sollevamento tettonico successivo a questo perio- do interglaciale porta alla progressiva emersione del corpo sedimentario pleistocenico. 5) Con il proseguire del sollevamento, il successivo periodo di alto eustatico interglaciale porta alla for- mazione del I ordine di terrazzi. LE DEDUZIONI 1) I 100 metri di argilla che sovrastano la cinerite sono più recenti di 450.000 anni, ma più antichi dell’inter- glaciale (MIS) durante il quale si è formato l’ampio terrazzo del II ordine. 2) Il terrazzo del II ordine non può essere attribuito al MIS 11, con picco a 405.000 anni (ed a maggior ragione ad uno più antico), in quanto sarebbe man- cato il tempo necessario alla deposizione delle argil- le post-cinerite. Quindi non può essere più antico del MIS 9. 3) Il terrazzo del II ordine non può essere attribuito al MIS 5, in quanto ciò obbligherebbe ad attribuire i terrazzi del III e del IV ordine ai substages 5.3 e 5.1. Ciò contrasta col fatto che il III ordine corrisponde in realtà ad un terrazzo molto importante, con uno spesso- re di depositi marini che rag- giunge i 20 m e con superfici terrazzate ampie fino a 800 m. Inoltre il tasso di solleva- mento del terrazzo del II ordine (attribuito al MIS 5) risulterebbe quasi doppio di quello degli ordini III e IV. L’origine del terrazzo del II ordine va quindi attribuita o al MIS 7 o al MIS 9. 4) L’attribuzione del terrazzo del II ordine al MIS 9 comporte- rebbe invece: - che la deposizione delle argille post-cinerite (spesso- re circa 100 m), tagliate dal terrazzo del II ordine, sia avvenuta nell’intervallo di tempo tra 450.000 anni e la fine dell’alto eustatico (circa 370.000 anni fa) corrispon- dente al MIS 11; - che il terrazzo del III ordine venga attribuito di conse- guenza al MIS 7; - che il terrazzo del IV ordine venga attribuito al MIS 5. Queste tre possibilità sono poco probabili; la prima comporta infatti che la deposizione dei 100 m di argilla sia avvenuta in un arco di tempo breve, durante l’alto eustatico inter- glaciale corrispondente al MIS 11, con una batime- tria che andava rapidamente diminuendo durante la fase finale dello stage, fino ad annullarsi; ciò a causa dell’abbassamento eustatico e dell’avvenuta sedi- mentazione. La terza possibilità va esclusa per quanto già detto sopra (ipotesi 2); ciò esclude la possibilità due. Pertanto si può dedurre, in base ai dati a disposizione, che l’attribuzione al MIS 7 del terrazzo del II ordine sia la più attendibile. LE CONSIDERAZIONI CONCLUSIVE L’attribuzione del terrazzo del II ordine al MIS 7, comporta che il I ordine vada riferito al MIS 9 e l’emer- sione dell’area al MIS 11. È probabile che l’emersione abbia avuto inizio già durante o subito alla fine del MIS 11, a causa di un regi- me di sollevamento cominciato da qualche tempo. Il cambiamento di regime tettonico, dalla fase subsidente a quella di sollevamento, determina un periodo di stasi tettonica che probabilmente si somma al periodo del- l’alto eustatico interglaciale MIS 11, manifestatosi tra 370. e 415.000 anni fa circa, con picco massimo a 405.000 anni (substage 11.3). Ciò può spiegare la for- mazione dell’ampia superficie di erosione, la cui testi- monianza è oggi un crinale suborizzontale esteso fino a 5 km (vedi sopra) e fino alla quota di 300 m. L’assenza di terrazzi a quota più elevata esclude che il sollevamento sia iniziato precedentemente. Lo schema di Fig. 6 sintetizza le fasi del sollevamento del- l’area e del conseguente terrazzamento marino, avve- nute posteriormente alla deposizione del livello cineriti- co SX.819. 157 Fig. 6 - Schema che sintetizza le fasi dell’emersione del corpo sedimentario pleistocenico, del suo sollevamento ed il conseguente terrazzamento marino (B). L’emersione avviene con la fine del MIS 11, che corrisponde ai sedimenti più alti in quota; il I ordine di terrazzi si forma in corrispondenza del MIS 9; il II ordine corrisponde al MIS 7; il III ordine al MIS 5.5; il IV ordine al MIS 5.1. Il periodo della subsidenza (A) è stato ipotizzato in base al tasso di sedimentazione medio, considerato pari a 0,6 mm/a ± 30% (paragr. 4.3). Sketch synthesizing the emersion phases of the Pleistocene sedimentary body, of its uplift and of the consequent marine terracing (B). Emersion occurred with the end of MIS 11, which cor- responds to the sediments located at higher elevation. The 1st order of terraces formed con- nected with MIS 9, whereas the 2nd, 3rd and 4th orders correspond to MIS 7, MIS 5.5 and MIS 5.1, respectively. The subsidence period (A) was hypothesised through an estimated average sedimentation rate of 0,6 mm/a ± 30% (see Paragr. 4.3). Datazione di un livello cineritico ... - Terrazzo del I ordine. Si forma durante il MIS 9, mani- festatosi tra 280. e 335.000 anni fa, con picco massi- mo a 330.000 anni (substage 9.3). Sia l’ampiezza (fino a 2500 metri), sia il dislivello in quota tra margine interno (210 m) e orlo esterno (130 m), indicano che alla costruzione della superficie terrazzata hanno con- tribuito gli alti eustatici dei substages (due o tre, a seconda delle curve isotopiche) appartenenti all’intero stage isotopico 9. Al dislivello sopra evidenziato hanno contribuito in parte anche le faglie, attivatesi in questa prima fase di forte sollevamento. - Terrazzo del II ordine. Essendo il terrazzo immediata- mente più basso, è stato riferito al MIS 7; questo lungo periodo interglaciale, esteso tra 185. e 245.000 anni, è caratterizzato da 3 – 4 substages; dalle curve isotopiche o dei paleolivelli di stazionamento del mare non si evince in modo univoco qual’è stato il picco più importante (Chappell & Shackleton, 1986; Waelbroeck et alii, 2002; Williams et alii, 1988; Winograd et alii, 1997, ecc.). In questa sede pertanto si attribuisce al picco maggiore del MIS 7 un’età inter- media di 220.000 anni; tale valore è probabilmente affetto da un errore del ±10% circa. La quota attuale del margine interno del terrazzo è a 105÷120 m. - Terrazzo del III ordine. È riferibile al successivo inter- glaciale MIS 5, che si è sviluppato tra 80. e 135.000 anni. In questo caso però il terrazzo va attribuito al picco massimo centrato a 125.000 anni (substage 5.5, con durata di almeno 10.000 anni) per almeno due ragioni: 1) la sua ampiezza e lo spessore di depositi che lo caratterizza sono sensibilmente più ridotti rispetto ai terrazzi più alti; 2) esiste un IV ordine di ter- razzi, più basso in quota, che deve essere attribuito ad un alto eustatico successivo appartenente al MIS 5 (vedi avanti). Il margine interno è alla quota di 65÷70 m. - Terrazzo del IV ordine. Ha margine interno alla quota di 25÷30 m, ampiezza molto ridotta rispetto ai prece- denti e uno spessore di sedimenti debole e a volte mancante. La sua attribuzione al 5.1 anziché al 5.3 è ritenuta più probabile, in quanto l’ultimo terrazzamen- to è generalmente il meglio conservato. 4.2. Ipotesi sulle velocità di sollevamento La cronologia degli eventi sopra esposta permette di effettuare calcoli sulle velocità di sollevamento riferite sia al livello di chiusura (nella parte a monte) del prisma sedimentario che costituisce il substrato, sia dei quattro ordini di terrazzi che lo incidono a quote più basse. Per i calcoli si fa riferimento alla cronologia delle curve delle paleotemperature degli isotopi dell’ossigeno. Per valutare il sollevamento effettivo si è inoltre tenuto conto della probabile paleoquota dei singoli alti livelli interglaciali, desunta da vari autori (Aharon & Chappell, 1986; Bender et alii, 1979; Chappell & Shackleton, 1986; Dodge et alii, 1983; Mush et alii, 1994; Pirazzoli et alii, 1991; Shackleton, 1987; Williams et alii, 1998). Nella colonna 8 della Tab. 2 è riportato il tasso medio di sollevamento. - Il picco interglaciale più alto (MIS 11), successivo alla cinerite SX.819, ha avuto il suo massimo a 405.000 anni; un lembo relitto di sedimenti del substrato è riconoscibile alla quota di 277 m (Cozzo S. Pietro), mentre il crinale suborizzontale esteso a monte ha il margine interno alla quota di 300 m. Il tasso medio di sollevamento calcolato è pari a 0,69 mm/a. - Il picco interglaciale immediatamente più basso (MIS 9) ha il suo massimo a 330.000 anni; la quota attuale del margine interno del terrazzo corrispondente è a 210 m. Il tasso di sollevamento medio risultante è di 0,62 mm/a. - Il picco interglaciale successivo (MIS 7) ha il suo mas- simo a 220.000 anni; la quota attuale del margine interno del corrispondente terrazzo è a 105÷120 m. Il tasso di sollevamento medio è di 0,56 mm/a. - Il picco interglaciale (MIS 5.5) ha avuto il suo massimo a 125.000; la quota del margine interno del terrazzo è a 64÷71 m. Il tasso di sollevamento risultante è di 0,50 mm/a. - Il terrazzo più basso, con margine interno a 25÷30 m, viene fatto corrispondere al sottostadio MIS 5.1, che ha avuto il suo massimo circa 82.000 anni fa. La velo- cità di sollevamento è pari a 0,46 mm/a. La Tab. 2 riassume i valori sopra esposti; si ritiene che le età riportate in col. 3 siano affette da un errore del 5-10%. Nella col. 5 sono riportati i presunti valori delle paleoquote di stazionamento diverse dall’attuale livello del mare, desunte dalla bibliografia (vedi Carobene, 2003, Cap. 3); questi valori sono sicuramen- te affetti da un errore che, in questa sede, è stato rite- nuto pari a ±5÷10 m. Si può osservare (col. 8) che i tassi diminuiscono da 0,69 a 0,46 mm/a, dal livello più antico al livello più recente; ciò è coerente con il quadro tettonico dell’area (Carobene, 2003), dove l’attività di faglie quaternarie ha sollevato maggiormente la zona a monte, con rigetti di alcune decine di metri. Non si può escludere tuttavia che le velocità iniziali di sollevamento siano andate leggermente scemando nel tempo. In ogni caso, sulla base degli errori che affliggono i dati delle colonne 3 (età) e 5 (paleoquote), è stata calcolata la varia- bilità dei tassi di sollevamento (Tab. 2 - col. 9 e fig. 7). 4.3. Ipotesi sulle velocità di sedimentazione La datazione dei terrazzi sopra riportata permette di effettuare anche un calcolo della velocità media di sedimentazione delle argille che si sono deposte al di sopra del livello cineritico SX.819; lo spessore, calcola- to in base a ricostruzioni geometriche basate sulla incli- nazione degli strati, risulta di circa 100 metri ±20 m. La successiva formazione dei terrazzi marini ha intagliato il corpo argilloso, asportandovi la parte superiore, tanto che oggi l’orizzonte cineritico è stato rinvenuto, alla quota di 45 m, al di sotto della superficie terrazzata del II ordine (che localmente presenta la quota massima a 95 metri) (vedi Cap. 3). Si dimostra che la deposizione dei 100 m di argilla sovrastanti la cinerite terminò con l’alto eustatico corri- spondente al MIS. 9, durante il quale la batimetria del fondo marino (in corrispondenza della cinerite ) non superava i 65 m circa (Fig. 8 – A). Tale valore di profon- dità era compatibile con la sedimentazione argillosa; successivamente (con l’abbassamento eustatico e con il proseguire del sollevamento dell’area), le condizioni non furono più favorevoli alla sedimentazione. Infatti, durante il MIS 7 il mare intagliava già il corpo argilloso, essendo più basso del top dei sedimenti (Fig. 8 – B). Si può pertanto concludere che la sedimentazione (in quel punto) deve essersi necessariamente conclusa con la 158 G. Bigazzi & L. Carobene pari a 0,6 mm/a circa. Il valore così ritrovato è sicuramente afflitto da errori derivanti dalla incertezza del reale spessore di argille post-cinerite, dalla reale durata della deposizione e dalla variabilità del tasso di sedimentazione durante glaciali e interglaciali, per cui si è calcolata una variabilità com- presa tra 0,4 e 0,8 mm/a. Il valore di 0,6 mm/a fornisce tuttavia utili indicazioni per ricavare l’età della colonna stratigrafica di Fig. 1. Lo spessore calcolato di oltre 400 m (confermato da un pozzo presente in zona di 330 m completamente in argille!), permette di ipotizzare che la sequenza sedimentaria si sia deposta in un periodo di 635.000 anni, tenendo costante il tasso di 0,6 mm/a. L’inizio della sedimentazione risalirebbe quindi a 985.000 anni fa circa (170.+535.+280.000); tenendo conto di errori o incertezze, il campo di variabilità si estende da 800. a 1.200.000 anni circa). Ciò è coerente con quanto dedotto dallo studio della suc- cessione pleistocenica di Tarsia nella valle del Crati (Carobene et alii, 1997), che ha uno spessore complessivo di 210 m circa, essendosi deposta con un regi- me di minor subsidenza. In base a datazioni basate su foraminife- ri, ostracodi e nannoplancton 159 Tab. 2 - Dati relativi ai 4 ordini di terrazzi marini e al top del corpo sedimentario pleistocenico, che costituisce il substrato. Il solleva- mento medio (col. 8) subito dai terrazzi è stato calcolato tenendo conto dei sollevamenti effettivi (col. 6) e mediando i valori della col. 7. La col. 9 riporta la variabilità dei tassi di sollevamento causata sia dalle differenze di quota del M.I. dei terrazzi (col. 2), sia dell’incertezza delle quote originarie dei paleostazionamenti (col. 5). Data related to the four orders of marine terraces and to the top of the Pleistocene sedimentary body, which constitutes the substra- tum. The average uplift (Col. 8) experienced by the terraces was computed taking into account the real uplift amounts (Col. 6) and ave- raging the uplift rate values shown in Col. 7. The variability of the average uplift rates owing to both the elevation differences of the inner margin (M.I.) of the terraces (Col. 2), as well as to the uncertainties related to the original elevation of the palaeo-standing phases (Col. 5) is shown in Col. 9. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 ELEMENTO QUOTA M.I. ETÀ MIS QUOTA SOLLE- TASSI TASSO VARIABILITÀ considerato s.l.m. del picco curva Probabile dei VAMENTO di solle- medio dei tassi dovuta più alto paleotem- paleostaziona- vamento agli errori (metri) (annix1000) perature menti (metri) (metri) (mm/anno) (mm/anno) (mm/anno) Top 277 ÷ 300 405 11.3 + 10 ? 267 ÷ 290 0,66 ÷ 0,72 0,69 0,65 ÷ 0,80 sedimentazione I ordine terrazzi 210 330 9.3 + 5 ? 205 0,62 0,62 0,58 ÷ 0,70 II ordine terrazzi 105 ÷120 220 7.3 - 10 ? 115 ÷ 130 0,52 ÷ 0,59 0,56 0,45 ÷ 0,65 III ordine terrazzi 65 ÷ 70 125 5.5 + 5 ? 60 ÷ 65 0,48 ÷ 0,52 0,50 0,38 ÷ 0,58 IV ordine terrazzi 25 ÷ 30 82 5.1 - 10 ? 35 ÷ 40 0,43 ÷ 0,49 0,46 0,35 ÷ 0,55 Fig. 7 - Il tasso medio di sollevamento dell’area decresce da 0,69 a 0,46 mm/a. Il campo di variabilità attribuito ai singoli valori è stato calcolato: 1) in base alla variabilità della quota del margine interno dei terrazzi (M.I.); 2) in base all’errore (circa 10.000 anni) che si fa nell’attribuire una età ben precisa ai MIS e 3) in base ad un errore nella valutazione della paleoquota origina- ria dei massimi livelli interglaciali (circa ± 10 m). The average uplift rate of the area decreased from 0.69 down to 0.46 mm/a. The variability interval of the individual uplift rate values was estimated taking into account 1) the variability of the elevation of the terrace inner margin (M.I.), 2) the uncertainty related to the attribution of a given numerical value to the age of a certain MIS (around 10,000 years) and 3) the error of the estimate of the original palaeo-elevation of the maximum inter-glacial levels (around ± 10 m). fine dell’alto stazionamento corrispondente al MIS 9, ovvero 300.-280.000 anni fa (al massimo). I 100 m di argilla sovrastanti la cinerite si sarebbero deposti in un arco di tempo non superiore a 170.000 anni (da 450. a 280.000 anni), con velocità media di sedimentazione Datazione di un livello cineritico ... calcareo, l’intera successione di Tarsia è stata infatti attribuita al Pleistocene medio (“Ioniano” in Cita & Castradori, 1995). Nel caso della successione di Crosia-Calopezzati non è in realtà conosciuta la base della successione nella parte medio- distale, per cui non si può esclu- dere una sua continuità di sedi- mentazione con il Pleistocene inferiore. Inoltre la superficie tra- sgressiva è diacrona, per cui il valore calcolato è valido sulla verticale del livello cineritico. 5. CONCLUSIONI Nell’area di Crosia- Calopezzati, in destra del fiume Trionto in Calabria, affiora una successione marina pleistoceni- ca trasgressiva (almeno nella parte prossimale) sul substrato miocenico. Essa è il risultato di una fase di abbassamento del margine ionico, che ha originato importanti bacini di sedimenta- zione in Calabria e in Basilicata; il loro studio ha già fornito risul- tati rilevanti per la conoscenza del Pleistocene inferiore e medio. Per il bacino crotonese si segnala Massari et alii (2001, cum bibl.) e Massari et alii (2002) e per il bacino lucano Ciaranfi et alii (2001, cum bibl.). Nel bacino di Crosia- Calopezzati sono stati studiati i terrazzi marini legati al solleva- mento dell’area (Carobene, 2003), mentre lo studio del sub- strato è ancora in corso. Il rinvenimento di un livello cineritico (“cinerite di Calo- pezzati”) nelle argille del sub- strato, e la sua datazione con il metodo delle tracce di fissione, ha tuttavia permesso di effettuare considerazioni sul tasso di sedimentazione e, quindi, di avanzare ipotesi sull’inizio della sedimentazio- ne del corpo trasgressivo che costituisce il substrato; si è inoltre potuto definire con buona sicurezza il momen- to della sua emersione, l’età dei terrazzi marini e le velocità di sollevamento dell’area. La successione degli eventi è sintetizzabile nei seguenti punti: 1) Abbassamento dell’area costiera (subsidenza) e ini- zio della sedimentazione pleistocenica. Utilizzando la presenza del livello cineritico datato con le tracce di fissione, e in base allo spessore di argille sovra- stanti, è stato ipotizzato un tasso medio di sedimen- tazione pari a 0,6 mm/a. (Cap. 4.); con riferimento allo spessore calcolato del prisma sedimentario, (colonna di Fig. 2) la sedimentazione avrebbe avuto inizio con la fine del Pleistocene inferiore - inizio Pleistocene medio (Fig. 9 – col. 2). Poiché la som- mersione è stata diacrona, il dato si riferisce al punto sulla verticale del livello cineritico datato (ciò vale anche per altre considerazioni successive). 2) Sedimentazione e oscillazioni eustatiche. La sedi- mentazione è cessata con la fine del MIS 9 (280.000 anni fa) (vedi paragr. 4.1 e Fig. 9 – col. 2). Durante la deposizione del corpo sedimentario costituente il substrato pleistocenico dell’area, il livello del mare ha subito importanti e numerose oscillazioni gla- cioeustatiche, per cui il corpo è in realtà una somma di sequenze sedimentarie legate alle trasgressioni, agli alti stazionamenti e alle regressioni. Ciò è solo parzialmente visibile in Fig. 2; la sedimentazione “ciclica”, legata cioè alle oscillazioni glacioeustati- che, è invece stata ben documentata a Tarsia (valle 160 Fig. 8 - Ricostruzione degli alti livelli interglaciali relativi ai MIS 9 e 7, basata sulle quote attuali (tra parentesi). A) Durante lo stazionamento 9.3 (330.000 anni fa), la sedimentazione argillosa sulla verticale del punto di affioramento del livello cineritico era ancora possibile. Essendo lo spessore calcolato (S) di argille al di sopra della cinerite pari a circa 100 m, la sua attuale quota corrisponderebbe a 145 m (tra parentesi) che, confrontata con il valore del paleolivello del MIS 9.3 (oggi alla quota di 210 m), fornisce una batimetria di 65 m (vedi paragr. 4.3). B) Durante lo stazionamento 7.3 (220.000 anni fa) il mare intagliava invece il substrato argilloso al di sopra del livello cineritico; ciò ha dato origine al terrazzo del II ordine, con margine interno (M.I.) alla quota attuale di 110 m circa (tra parentesi). Nota: le paleoquote dei livelli 9 e 7 sono state considerate per semplicità uguali a quelle attuali. Reconstruction of the inter-glacial high levels related to MIS 9 and 7, based on the present day elevations (in brackets). A) During the 9.3 marine highstand phase (330,000 years ago), the clayey sedimentation along the vertical over the ash outcropping place was still possible. Since the estimated thickness (S) of the clay deposits overhanging the ash level is around 100 m, its present day elevation should correspond to 145 m (in brackets). Comparing this value with that one corresponding to the palaeo-level of MIS 9.3 (nowadays at an elevation of 210 m), one can deduce a bathymetry of 65 m (see Paragr. 4.3). B) On the contrary, during the 7.3 marine highstand phase (220,000 year ago), the sea incised the clayey substratum over the ash level. That arrangement originated the 2nd order of terraces, with inner margin (M.I.) at a present-day elevation of around 110 m (in brackets). N.B.: for simplicity, the palaeo-elevations of levels 9 and 7 have been considered equal to the present day elevations. G. Bigazzi & L. Carobene del Crati – Cosenza) da Carobene et alii (1997). L’intera successione di Tarsia è stata attribuita al Pleistocene medio in base alla biostratigrafia basata su nannofossili, foraminiferi e ostracofauna. Vi sono riconoscibili 5 sequenze deposizionali sovrapposte (ciclotemi); i sedimenti dell’ultima sequenza affiorano alla quota massima di 311 m; il terrazzo marino più alto che incide il corpo sedimentario ha il margine interno a 260÷270 m s.l.m. Poiché la 4° sequenza è “più recente di 0,584 Ma”, è molto probabile che essa appartenga al picco eustatico dello stage 13; di conseguenza, la 5° sequenza (la più alta) appartiene verosimilmente allo stage 11; il terrazzo a +260÷270 m (il primo a formarsi con l’emersione) può con molta probabilità essere attribuito allo stage 9. Ciò rende la successione di Tarsia perfettamente corri- spondente a quella di Crosia-Calopezzati. 3) Inizio del sollevamento tettonico. Si può far coinci- dere con la deposizione della cinerite, per cui è col- locabile circa 450.000 anni fa (Fig. 6 – A e Fig. 9 – col. 4). Esso precede infatti l’alto eustatico del MIS 11 (vedi Punto successivo). 4) Emersione del prisma sedimentario. Ovviamente l’e- mersione è diacrona e procede da monte verso mare; essa si manifesta con evidenza in coincidenza dell’abbassamento eustatico successivo al picco 161 Fig. 9 - Relazioni cronologiche conclusive tra curva isotopica (col. 1) (Prell, 1986 in Bradley, 1999 – fig. 6.11) e la successione pleisto- cenica (col. 2); le date di inizio (A) e di fine sedimentazione (C) sono state ricavate indirettamente in base alla datazione della cinerite (B); col. 3 = età dei quattro ordini di terrazzi marini; col. 4 = movimenti verticali dell’area; B indica il passaggio tra il regime di abbassa- mento e quello di sollevamento. A indica l’inizio della sedimentazione della successione stratigrafica considerata, ma non necessaria- mente l’inizio della subsidenza; tale inizio (A) è basato su una “velocità di sedimentazione” costante pari a 0,6 mm/a (paragr. 4.3.). La fine della sedimentazione (C) è direttamente legata allo sviluppo delle superfici terrazzate (Fig. 8). Conclusive chronological relationships between isotopic curve (Col. 1) (after Bradley, 1999 – Fig. 6.11) and the Pleistocene succession (Col. 2); the ages of the onset (A) and of the end of the sedimentation (C) have been estimated based on the age determined on the ash level (B); Col. 3 = age of the four orders of marine terraces; Col. 4 = vertical movements of the study area; B indicates the transition from a subsidence to a uplift framework; A indicates the onset of the sedimentation of the studied stratigraphic succession, but not necessarily the onset of the subsidence phase. Datazione di un livello cineritico ... interglaciale del MIS 11 (Fig. 9 – col. 3). E’ testimo- niata dai sedimenti più alti in quota (277 m) (Fig. 5). 5) Sollevamento tettonico e 1° terrazzamento marino. Il tasso di sollevamento diventa inizialmente forte (circa 1 mm/a); l’alto livello interglaciale successivo, attribuito al MIS 9 (Cap. 4) si posiziona 70-80 m più in basso, originando un ampio terrazzo, oggi ampia- mente rimodellato e con margine interno a 210 m (Fig. 5 e Fig. 9 – col. 3). Un campione di calcare algale ha fornito un’età Th/U ≥ 300.000 anni (Carobene, 2003). Il tasso di sollevamento medio risulta di 0,62 mm/a. Durante questo alto eustatico la sedimentazione argillosa prosegue al largo, con- tribuendo a ultimare lo spessore di argille (circa 100 m) che sovrastano il livello cineritico datato. Si assu- me che la sedimentazione cessi con il successivo abbassamento eustatico (Fig. 8 – A e B). 6) Sollevamento e 2° terrazzamento marino. Un impor- tante alto livello eustatico interglaciale (MIS 7) deter- mina la formazione del terrazzo del II ordine, oggi con margine interno a 105÷120 m (Cap. 4) (Fig. 9 – col. 3). Il mare crea una estesa superficie di abrasio- ne nelle argille precedentemente depostesi, sulla quale si depositano 35 m di depositi marini, riferibili ad un sistema trasgressivo e ad un sistema di alto stazionamento. Il sollevamento tettonico e l’abbas- samento eustatico relativo al MIS 6 determinano un rapido abbandono del terrazzo. Il tasso di solleva- mento medio del terrazzo risulta pari a 0,56 mm/a (Tab. 2). 7) Sollevamento e 3° terrazzamento marino. Un suc- cessivo importante picco eustatico interglaciale, corrispondente al MIS 5.5, origina il terrazzo del III ordine, con margine interno attualmente a 65÷70 m circa (Fig. 9 – col. 3). Sulla superficie di erosione basale, tagliata nelle argille del substrato, poggiano 25 m di sedimenti marini e continentali. Il tasso di sollevamento medio è pari a 0,50 mm/a (Tab. 2). 8) Sollevamento e 4° terrazzamento marino. L’ultimo alto eustatico dello stadio 5 (MIS 5.1) determina il terrazzo del IV ordine (Fig. 9 – col. 3), minore dei precedenti per ampiezza e per spessore dei sedi- menti. La quota attuale del margine interno, pari a 25÷30 m, permette di ricavare un tasso medio di sollevamento di 0,46 mm/a. La successione cronologica dei 4 ordini di terrazzi e del top dei sedimenti evidenzia un regolare andamen- to del sollevamento (Fig. 6 – B), leggermente calante nel tempo (da 0,69 a 0,46 mm/a) (Tab. 2). Il dato è in buon accordo con i valori dedotti da studi a carattere generale (Ciaranfi et alii, 1983), e da ricerche condotte in aree limitrofe (Belluomini et alii, 1988, Carobene et alii, 1997, Cucci e Cinti, 1998, Palmentola et alii, 1990). Tenendo conto delle incertezze nell’attribuzione delle età dei paleostazionamenti più alti e della loro quota originaria, è stato possibile calcolare l’intervallo di variabilità dei tassi di sollevamento riportato in Fig. 7. Per concludere, la successione di Crosia- Calopezzati, tarata mediante “la cinerite di Calopezzati”, documenta la sedimentazione marina del Pleistocene medio almeno fino allo stage 9; i 4 ordini di terrazzi marini rinvenuti documentano invece il solleva- mento e la progressiva emersione dell’area. RINGRAZIAMENTI Ricerca finanziata con Fondi del Progetto di Ateneo 2001, Università di Genova (Responsabile Luigi Carobene). Si ringrazia il prof. Francesco Massari (Università di Padova) per gli utili suggerimenti. Un ringraziamento va al sig. Pio Novelli (Università di Pisa) per l’accurata preparazione dei campioni desti- nati all’analisi con il metodo delle tracce di fissione e al dott. Cristiano Queirolo (Università di Genova) per il supporto tecnico nell’informatizzazione dei dati. Un grazie infine al prof. Neri Ciaranfi per la rigoro- sa revisione. BIBLIOGRAFIA CITATA Aharon P. & Chappell J. 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