EVOLUZIONE MORFOTETTONICA QUATERNARIA DEL BACINO INTERMONTANO DI SANZA (APPENNINO MERIDIONALE) Paola Di Leo1, Salvatore Ivo Giano2, Dario Gioia2, Massimo Mattei3, Eva Pescatore4 & Marcello Schiattarella2 1CNR-IMAA, Tito scalo (PZ) 2Dipartimento di Scienze Geologiche, Università della Basilicata, Potenza (ivo.giano@unibas.it) 3Dipartimento di Scienze Geologiche, Università di Roma Tre 4Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Napoli “Federico II RIASSUNTO: Di Leo P., et al., Evoluzione morfotettonica quaternaria del bacino intermontano di Sanza (Appennino meridionale). (IT ISSN 0394-3356, 2009) La conca intermontana drenata dall’alto corso del Fiume Bussento (“Bacino di Sanza” Auctt.), allungata in direzione E-O, è delimitata a nord dai carbonati mesozoici del Monte Cervati e a sud dalle successioni silicoclastiche e marnoso-calcaree cretacico-terziarie del Monte Centaurino e dai calcari cretacici del Monte Forcella. Il corridoio morfologico del bacino di Sanza rappresenta fisiograficamente un braccio del contiguo Vallo di Diano, di cui tuttavia non è tributario, colmato da una successione continentale conglomeratico-argil- losa interessata da diverse famiglie di faglie e fratture. Lo studio morfostratigrafico e l’analisi delle associazioni di facies del riempi- mento clastico hanno permesso di differenziare i diversi ambienti deposizionali continentali e di correlare i depositi di Sanza con quelli del riempimento quaternario del Vallo di Diano, entro cui sono stati peraltro riconosciuti e datati due livelli vulcanoclastici. Il bacino flu- vio-lacustre pleistocenico si estingue per erosione della soglia meridionale e successiva reincisione ad opera della rete idrografica. La diffrattometria, la spettroscopia IR e la termogravimetria hanno mostrato per i depositi pelitici di Sanza una composizione mineralo- gica costituita, in ordine di abbondanza, da illite e strati misti illite/smectite, caolinite/halloysite, vermiculite/clorite, quarzo, goethite/ematite e, in alcuni campioni, feldspati (sino al 5% in peso). Il riconoscimento di halloysite 7Å con habitus sferoidale, soprat- tutto nella frazione ultrafine (< 0,2 µm), e di cristalli di k-feldspato suggerisce la presenza di una componente vulcanoclastica. L’halloysite formatasi per alterazione del vetro vulcanico e pomice assume infatti una forma sferoidale o talvolta tubolare di piccole dimensioni, a differenza di quella originatasi dall’alterazione di feldspati in rocce granitiche, che assume una tipica forma tubolare. Anche il diagramma Zr/TiO2 vs (V+Ni+Cr)/Al2O3 mostra un i n p u t vulcanoclastico significativo, attribuibile all'attività vulcanica del Roccamonfina. I marker morfotettonici (superfici di spianamento, versanti di faglia e di linea di faglia, ecc.) e l’assetto delle principali morfostrutture positive e negative dell’area sono alcuni degli elementi utilizzati per lo studio dell'evoluzione a lungo termine del rilievo locale. Le inda- gini morfostrutturali e l’analisi del sistema di fratture e delle famiglie di faglie alla mesoscala nei carbonati mesozoici ai bordi del baci- no e nei depositi continentali quaternari hanno permesso di riconoscere le direttrici tettoniche responsabili della formazione della depressione, mentre l'analisi dell'anisotropia della suscettività magnetica (AMS) condotta su brecce di versante antiche e silt lacustri ha permesso di determinare le direzioni degli assi dell'ellissoide di suscettività magnetica, che indicano una variazione del campo di stress locale nel corso del Pleistocene inferiore e medio compatibile con quella documentata a scala regionale. I dati ottenuti con le diverse metodologie hanno consentito di definire la cinematica di apertura del bacino e di ricavare un quadro esaustivo circa l’età, il contesto tettono-sedimentario, geomorfologico e paleoclimatico entro cui è stata generata e si è evoluta la depressione morfostrutturale di Sanza, anche in relazione alla complessa storia morfoevolutiva del vicino Vallo di Diano. ABSTRACT: Di Leo P., et al., Quaternary morphotectonic evolution of the Sanza intermontane basin (southern Apennines, Italy. (IT ISSN 0394-3356, 2009). Opening kinematics and morphotectonic evolution of the Sanza catchment, a Quaternary basin of the southern Apennines axial zone, have been studied. Besides geomorphological classical analyses, an interdisciplinary approach has been used here joining structural analysis of brittle deformation, mineralogical and chemical analyses of paleosoils and sediments, anisotropy of magnetic susceptibility (AMS), and tephra radiometric dating. Several Pleistocene morpho-sequences have been outlined, also comparing them with a wider scenario on a regional scale. The Sanza basin is hosted in an E-W trending narrow lacustrine trough. This morpho-structural low is a lateral branch of the wider Vallo di Diano basin, characterized by a multi-stage morphotectonic evolution. Red clays and associated palaeosols from the Sanza basin have been studied from a geomorphological viewpoint and mineralogical and chemical characteristics have been analyzed to set the palaeoclimate and palaeoenvironmental conditions during middle to late Pleistocene time-span. The Pleistocene morpho-sequence of the study area has been outlined, also comparing the stratigraphic succession of the Sanza basin with those from the adjacent Vallo di Diano basin, mainly on the grounds of tephra radiometric dating. Survey and mapping of remnants of land surfaces, organized in six altimetric classes, permitted us to reconstruct the Pleistocene geo- morphological evolution of the relief. Using the surface at the top of the Sanza deposits as a reference marker with regard to the other orders of terraced surfaces, it has been possible to include the genesis and evolution of the basin in a larger time-span and to relate its structural history with regional and local tectonic episodes. In particular, the E-W trending trough was generated in a tectonically-con- trolled narrow transversal strip due to the activity of a transfer zone of the chain. The changing tectonic regime was responsible for the endorheic conditions reached by the depression during mid-Pleistocene times. In such a basin, lacustrine red clays and fan conglome- rates were deposited. To the top, weathered horizons and palaeosols with interbedded tephra have been recognized and analysed. The mineralogy and geochemistry of 14 pelitic sediments allowed us to delineate the climate condition which characterized the sedi- mentation in this basin. The clay minerals association observed in the analyzed sediments, mainly constituted by illite/smectite - chlori- te/smectite mixed layers, vermiculite, kaolinite+halloysite and goethite+hematite, coupled to high values of CIA (Chemical Index of Alteration; values > 85), are compatible with an high degree of weathering. The increase of mineral phases such as kaolinite, goethite and hematite and decrease of clay minerals abundances such as vermiculite and illite/smectite - chlorite/smectite mixed layers in the younger sediments (late Pleistocene) with respect to the older ones (middle Pleistocene) are indicative of a palaeoclimate scenario cha- racterized by temperate conditions with dry-wet periods which evolves toward warm and humid conditions. The presence of 7Å halloysite exhibiting mainly a spheroidal habitus and a large amount (up to 5%) of feldspars are indicative of the presence of a volcanoclastic input in the Sanza basin. Major/trace element ratio relationships and multivariate statistical analysis (Principal Component Analysis method) of geochemical variables strongly support the presence of the volcanoclastic input. Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 22(2), 2009 - 189-206 190 P. Di Leo et al. 1. INTRODUZIONE I bacini intermontani di origine tettonica presenti nella fascia assiale della catena sud-appenninica rap- presentano una preziosa fonte di dati per la compren- sione dell’evoluzione quaternaria dell’Appennino meri- dionale. La letteratura sul regime tettonico responsabile della loro nascita, sugli aspetti stratigrafico-deposizio- nali delle successioni clastiche continentali, sull’evolu- zione geomorfologica e, sulla successiva estinzione della maggior parte di essi è ormai vasta (SANTANGELO, 1991, SC H I A T T A R E L L A et al., 2003, GI A N O & MA R T I N O, 2003, MARTINO & SCHIATTARELLA, 2006, per il bacino del Melandro; DI NIRO et al., 1992, DI NIRO & GIANO, 1995, GIANO et al., 1997, GIANO et al., 2000, SCHIATTARELLA et a l., 2003, BO E N Z I et al., 2004, per l’alta Val d’Agri; SA N T A N G E L O, 1991, AS C I O N E et al., 1992, KA R N E R et al. , 1999, per il Vallo di Diano; SC H I A T T A R E L L A et al., 1994, SC H I A T T A R E L L A, 1996, MA R R A, 1998, GI O I A & SC H I A T T A- R E L L A, 2006, per il bacino del Mercure e il Valico di Prestieri; LA ROCCA & SANTANGELO, 1991, per la valle del Noce). In anni più recenti la ricerca morfotettonica ha riguardato soprattutto la quantificazione dei processi e la contestualizzazione regionale, sia in chiave geodina- mica che paleoclimatica. In tale quadro è stato condot- to lo studio del bacino intermontano compreso tra i rilievi silentini del Monte Cervati e del Monte Centaurino (“Bacino di Sanza“ di LI P P M A N N PR O V A N S A L, 1987), che ospita l’alto corso del Fiume Bussento. Si tratta di una depressione tettonica orientata in direzione E-O e che pertanto forma un angolo di circa 70° rispetto all’anda- mento appenninico del contiguo Vallo di Diano. Il baci- no è colmato da una successione continentale conglo- meratico-argillosa pleistocenica, i cui caratteri di facies e composizionali sono stati indagati in dettaglio solo recentemente (DI LEO et al., 2008). Le numerose indagini condotte nella depressione che ospita il bacino di Sanza hanno riguardato vari aspetti tematici, da quelli più tipicamente legati alla geologia di campo, morfostrutturali, mesostrutturali e stratigrafici, a quelli più “specialistici” come le analisi chimico-mineralogiche di sedimenti, orizzonti di altera- zione e paleosuoli, la determinazione dei caratteri del- l’anisotropia della suscettività magnetica (AMS) dei depositi e dell’età radiometrica di alcuni m a r k e r s t r a t i- grafici riconosciuti nei depositi fluvio-lacustri del Vallo di Diano. L’integrazione dei dati ha consentito di defini- re la cinematica di apertura del bacino, di ottenere vin- coli cronologici riguardo alla sua età e di chiarire il con- testo tettono-sedimentario, geomorfologico e paleocli- matico entro cui è stato generato e si è sviluppato il bacino di Sanza. I dati ottenuti sono stati confrontati e discussi sia con quelli relativi alla storia evolutiva del vicino Vallo di Diano e sia con quelli riguardanti il conte- sto geologico regionale. 2. BREVE INQUADRAMENTO GEOGRAFICO E GEO- LOGICO Il bacino intermontano di Sanza è ubicato nella zona assiale della catena sud-appenninica, ospitato in uno stretto corridoio morfologico che termina, verso E, all’apice meridionale del Vallo di Diano. È confinato a nord dalle assise carbonatiche mesozoiche del Monte Cervati e a sud dalle dorsali del Monte Forcella e del Monte Centaurino, costituite rispettivamente da calcari cretacici e da successioni silicoclastiche e marnoso- calcaree cretacico-terziarie. La conca è drenata dall’al- to corso del Fiume Bussento che sfocia nel Mar Tirreno, mentre un esile spartiacque la separa dal baci- no idrografico del Vallo di Diano drenato dal Fiume Tanagro. Le principali unità tettoniche dell’Appennino meri- dionale affioranti nell’area di studio (Fig. 1) – e più in generale nella regione silentina – sono riconducibili alle successioni pelagiche di provenienza interna (Unità Nord-Calabrese, s e n s u BO N A R D I et al., 1988; Unità Silentina di Base, MA U R O & SC H I A T T A R E L L A, 1988; Unità di Castelnuovo Cilento, CA M M A R O S A N O et al., 2000, 2004; Unità Sicilide, OG N I B E N, 1969), sormontate in discordanza dai depositi del Gruppo del Cilento (AMORE et al., 1988), e alle unità della Piattaforma campano- lucana (D’ARGENIO et al., 1973). I carbonati di mare basso – che costituiscono il substrato geologico di gran parte dell’area di studio – sono rappresentati in Cilento prevalentemente dall’Unità Alburno-Cervati-Pollino, costituita da una potente successione mesozoica compresa tra il Triassico superiore ed il Cretaceo superiore, su cui giace in concordanza, marcando un’ampia lacuna stra- tigraf ica, la Formazione di Trentinara del Paleocene–Eocene, alla quale segue verso l’alto, con l’interposizione di sacche e lenti di argille residuali, la Formazione di Cerchiara del Miocene inferiore. Su que- sta poggiano in discontinuità stratigrafica la Formazione del Bifurto del Miocene inferiore-medio e le Calciruditi ed arenarie di Piaggine del Miocene superiore. Il fondovalle del bacino di Sanza è colmato da una successione clastica continentale, incisa e terraz- Mineralogical and geochemical comparison of the samples with altered middle Pleistocene volcanic products from the first cooling unit of the Roccamonfina volcanic complex (630-385 ka, Roccamonfina Supersynthem), used as an indirect dating, allowed us to temporal- ly confine the fluvial-lacustrine Sanza succession. Moreover, 40Ar/39Ar radiometric dating of sanidine crystals from tephra layers inter- bedded into the nearby Vallo di Diano lacustrine succession - correlated to the fluvio-lacustrine Sanza succession - allows us to chro- nologically constrain the top and the bottom of the Sanza succession (706.3±8.1 ka e 106.7±1.6 ka). The Sanza basin can be assimilated to a morphostructural trough coinciding with a long-term transfer zone of the chain, in which a severe change in stress field, uplift rate, climate conditions, and relief production occurred during Pleistocene times. In particular, it can be stated that the study area underwent a climate shift from temperate to warm/humid conditions. Furthermore, the fluvio-lacustri- ne Sanza succession age is univocally set to the middle-late Pleistocene. Parole chiave: Geomorfologia tettonica, Geologia del Quaternario, bacini intermontani fluvio-lacustri, Appennino meridionale (Italia). Keywords: Tectonic geomorphology, Quaternary geology, fluvio-lacustrine basin, southern Apennines (Italy). zata dal Fiume Bussento e dai suoi affluenti. Le asso- ciazioni di facies sono relative a depositi fluvio-lacustri, che presentano spessori di alcune decine di metri. 3. DEPOSITI QUATERNARI: IMPLICAZIONI CRONO- STRATIGRAFICHE E VINCOLI GEOCRONOLOGICI 3.1. Precedenti conoscenze Una prima descrizione dei caratteri litostratigrafici dei depositi continentali del bacino di Sanza si deve a LI P P M A N N- PR O V A N S A L (1987), che riconosce alla base della successione brecce di versante antiche a cui seguono verso l’alto terreni in facies di conoide alluvio- nale che formano ampi glaçis d’erosione di età wurmia- na, incisi e terrazzati dalla rete idrografica. L’autore col- loca cronologicamente, in base a considerazioni geo- morfologiche, l’evoluzione del bacino tra il Pleistocene inferiore ed il Würm. Secondo SA N T A N G E L O (1991) la soglia morfologica che separa il bacino di Sanza dal Vallo di Diano, e la deviazione del Torrente Peglio (che drena verso la depressione del Vallo di Diano) sarebbe- ro state generate da un evento tettonico collocato nella parte medio-alta del Pleistocene inferiore. L’Autore ritiene, associando l’evoluzione geomorfologica e sedi- mentaria del bacino di Sanza a quella del vicino Vallo di Diano, che i depositi delle due depressioni siano coevi; 191Evoluzione morfotettonica quaternaria del bacino intermontano ... in particolare, i depositi di Sanza vengono correlati a quelli del I ciclo lacustre del Vallo di Diano affioranti tra Buonabitacolo e Montesano sulla Marcellana, che nella parte alta, hanno fornito un’età radiometrica compresa tra 0.6±0.2 Ma e 0.7±0.2 Ma. Secondo l’Autore nel Vallo di Diano, poco dopo l’inizio del Pleistocene medio (a circa 0.6 Ma), una fase tettonica disloca le argille del I ciclo e innesca l’incisione verticale della rete drenante all’apice meridionale del Vallo, mentre nella porzione centrale del bacino inizia la sedimentazione dei depositi del II ciclo lacustre, in discordanza su quelli del I ciclo. 3.2. Stratigrafia dei depositi e correlazioni morfo- stratigrafiche Il rilevamento delle successioni continentali qua- ternarie ha permesso di riconoscere l’esistenza, in alcu- ne zone del fondovalle e a letto del riempimento clasti- co del bacino, di un deposito conglomeratico massivo a composizione prevalentemente arenacea attribuibile alla formazione dei Conglomerati di Centola (GU I D A e t al., 1979). Nella fascia pedemontana del bacino affiora- no due generazioni di brecce di versante in assetto stratoide formate da clasti carbonatici immersi in matri- ce sabbiosa di colore rosso o marrone. Nei valloni Caccialupi e Inferno le brecce sono dislocate e ruotate contromonte di circa 30° dalla faglia del bordo setten- trionale del bacino, orientata E-O (Linea di Sanza, secondo DI LE O et al., 2008), come già osservato da LIPPMANN PR O V A N S A L (1987) che assegna le brecce ad un generico Pleistocene inferiore. Un depo- sito detritico più recente, non deformato e litologicamente simile al precedente, ricopre in alcune aree quello più antico. I conglomerati della Formazione di Centola e il deposito detritico appaiono entrambi ricoperti in contatto erosivo dai depositi del riempimento clastico del bacino di Sanza (Di Leo et al., 2008). La successione di spessore varia- bile da pochi metri a poco oltre 30 m, è formata dal basso verso l’alto da conglomerati calcarei eterometrici, a supporto clastico o con rara matrice sabbiosa (conglomerati basali in Fig. 2), di spessore variabile fino a circa 15 m che, con un contatto ero- sivo, talora marcato da paleo- suoli rossi, passano a conglo- merati in assetto stratoide for- mati da clasti carbonatici sub- arrotondati ed eterometrici, a supporto di matrice argillosa e sabbiosa rossastra (c o n g l o m e- rati sommitali in Fig. 2) che non superano gli 8 m di spessore. Entrambi i depositi sono ricon- ducibili ad ambienti di conoide alluvionale. I conglomerati a matrice rossa passano in etero- pia latero-verticale a un deposi- Fig. 1 – Schema geologico dell’area di studio. Legenda: 1) Unità interne (Eocene medio – Miocene superiore); 2) Unità Alburno-Cervati-Pollino: successioni di piattaforma carbonatica (Triassico – Eocene); 3) Unità Alburno-Cervati-Pollino: depositi silicoclastici (Miocene medio- superiore); 4) Unità dei Monti della Maddalena (Triassico superiore – Miocene superiore); 5) Unità Lagonegresi (Triassico inferiore-medio – Paleogene); 6) depositi plio-quaternari; 7) con- tatto tettonico; 8) limite stratigrafico. Geological sketch map of the study area. Legend: 1) middle Eocene to upper Miocene “inter- nal” units; 2) Triassic to Eocene shallow-water carbonates of the Alburno-Cervati-Pollino Unit; 3) middle to upper Miocene syntectonic deposits of the Alburno-Cervati-Pollino Unit; 4) upper Triassic to upper Miocene shallow-water carbonates of the Monti della Maddalena Unit; 5) early-middle Triassic to Paleogene deep-sea sediments of the Lagonegro units; 6) Pliocene to Quaternary clastics; 7) tectonic contact; 8) stratigraphic boundary. 192 to siltoso e argilloso di colore rosso o, a luoghi, giallo ocra, sedimentato in un ambiente a bassa energia di tipo lacustre (argille di Sanza in Fig. 2) che arriva fino a circa 10 m di spessore. In prossi- mità dei rilievi carbonatici la base delle peliti lacu- stri presenta lenti o livelli centimetrici discontinui di silt argilloso nero, di ambiente palustre, o poggia direttamente sui calcari mesozoici col- mando cavità da dissolu- zione carsica ben sviluppate. La successione studiata è parzialmente correlabile ai depositi del Sintema del Bussento riportato nella Carta Geologica Regionale in scala 1:25.000, Sanza 504 SE (AA.VV., 2008). Il riempimento continentale della conca intermon- tana di Sanza, che raggiunge complessivamente poco più di 30 m di spessore, è stato prodotto in un ambien- te deposizionale fluvio-lacustre (Fig. 3). La sequenza verticale di tipo log-normale (FU) termina a tetto con sedimenti pelitici; nel vallone Caccialupi il top deposi- zionale della successione è morfologicamente incastra- to nelle brecce antiche infrapleistoceniche, sospese di alcune decine di metri e quindi in termini (morfo)strati- grafici i conglomerati e le argille di Sanza sono più recenti delle brecce (cfr. Fig. 2). Sulla successione fluvio-lacustre poggiano in contatto erosivo silt e sabbie giallo-oro con elementi vulcanoclastici che riempiono canali profondi fino a 2 metri, incisi nelle peliti rosse lacustri (argille di Sanza) . Un livello vulcanoclastico talora alterato, di colore gial- lo-marrone, con spessori variabili da 50 cm ad 1 m, affiora in diversi punti del bacino sia sul silt giallo-oro che sulle peliti lacustri rosso-ocracee, ed è talora rico- perto da colluvioni generate dal rimaneggiamento di originarie terre rosse. D ’ EL I A et al. ( 1 9 8 7 ) segnalano nell’area di Sanza un livello tufitico rimaneggiato e intercalato ad un paleosuolo in argille rosse residuali, attribuen- done l’alterazione ad un regime climatico di tipo lateritico vigen- te nel Pleistocene medio, più caldo e umido rispetto a quello attuale. Un orizzonte di altera- zione, che conferisce al deposi- to più superficiale una colora- zione virata verso tonalità rosso mattone, si sviluppa per uno spessore di circa 3 metri dalla superficie topografica del fon- dovalle del bacino (alterite di S a n z a). A tetto dell’alterite si osserva localmente un suolo rel itto argi lloso-sabbioso di colore rosso-marrone spesso fino a 2 m. L’età relativa della succes- sione fluvio-lacustre s . s . ospitata dalla depressione di Sanza è stata ottenuta grazie alla correlazione geo- morfologica e stratigrafica con i depositi lacustri del Vallo di Diano, di età nota. Questi ultimi sono compresi, infatti, in un ampio intervallo temporale che va dal Pleistocene inferiore e medio p.p. con le argille grigie del I ciclo lacustre, fino ad arrivare al Pleistocene medio p.p. e Olocene con i depositi fluvio-lacustri del II ciclo (da SANTANGELO, 1991). L’area di fondovalle del Vallo di Diano compresa tra Buonabitacolo, Montesano e Bosco Cerreta, è attualmente incisa e terrazzata per oltre 100 metri dal- l’alto corso del Fiume Tanagro e dai suoi affluenti. All’apice meridionale del bacino i depositi lacustri ter- razzati della piana (I ciclo lacustre) passano in eteropia latero-verticale a conglomerati in facies di conoide allu- vionale nella fascia pedemontana. Un livello vulcanocla- stico intercalato alle argille lacustri del I ciclo è stato campionato (campione CAT 7) a circa 3 metri dalla sommità della superficie terrazzata (cfr. Fig. 4) tra Buonabitacolo e Bosco Cerreta. Il tephra, spesso alcuni centimetri è formato da pomici poco alterate e abbon- danti cristalli di k-feldspato (sanidino) ed è immerso in Fig. 2 - Schema dei rapporti stratigrafici dei depositi continentali del bacino fluvio-lacustre di Sanza. Stratigraphic scheme of the fluvio-lacustrine deposits of the Sanza basin. Fig. 3 - Particolare del rapporto di eteropia latero-verticale tra i conglomerati sommitali e le argille siltose rosse del bacino con un orizzonte di alterazione a tetto, in contatto erosivo. Geometric relationship between top-conglomerate and red silty clay of the fluvio-lacustrine succession. Note also the erosional surface (white dashed line) separating the fluvio-lacustrine succession from the reddish weathered horizon. P. Di Leo et al. 193 una pasta di fondo rossastra.La corrispondenza plano- altimetrica tra i terrazzi deposizionali in conglomerati e quelli modellati nelle argille lacustri del I ciclo suggeri- sce, in accordo con SANTANGELO (1991), che la sommità sub-pianeggiante di questi ultimi sia stata poco erosa prima dell’incisione verticale e corrisponda con buona approssimazione al top deposizionale del I ciclo di riempimento Vallo di Diano. Le superfici terrazzate modellate nelle argille del I ciclo lacustre e distribuite nei pressi di Bosco Cerreta si raccordano, verso ovest, ai terrazzi erosionali di Monticello - M.te Rotondo di Sanza morfoscolpiti, a quote comprese tra circa 500 e 620 m s.l.m, in depositi silicoclastici pre-quaternari (T1 in Fig. 5) e possono essere dunque associati allo stesso livello di base. Questi ultimi rappresentano il relitto morfologico, inciso verticalmente dalla rete drenante, di un glaçis d’erosione e attualmente costituiscono parte della soglia morfologica tra la depressione di Sanza e quella del Vallo di Diano (T1 in Fig. 5). Ad ovest della collina di Sanza, a quote comprese all’incirca tra 550 e 430 m s.l.m., si rinvengono i terrazzi fluviali prodotti dal- l’incisione verticale del Fiume Bussento e dei suoi affluenti nel riempimento clastico del bacino (T2 in Fig. 5). Il rapporto di incastro morfologico tra i terrazzi del- l’area di soglia (T1 in Fig. 5) e quelli incisi dal Fiume Bussento (T2 in Fig. 5) induce a ritenere i terrazzi fluviali dell’area di Sanza più recenti. La sommità terrazzata dei depositi lacustri antichi del Vallo (I ciclo di SANTANGELO, Fig. 5 - Profilo morfostratigrafico che indica i rapporti di incastro morfologico tra le superfici terrazzate del top deposizionale della suc- cessione fluvio-lacustre del bacino di Sanza (T2) e quelle erosionali su substrato pre-quaternario del settore meridionale del Vallo di Diano (T1). Morpho-stratigraphical relationship between the depositional top of the fluvio-lacustrine succession of the Sanza basin (T2) and the Quaternary terraced surface cutting the bedrock of the southern sector of the Vallo di Diano (T1). Fig. 4 - Correlazioni tra i diversi log stratigrafici del bacino di Sanza e del Vallo di Diano. Stratigraphic correlations among different logs from Sanza basin and Vallo di Diano. Evoluzione morfotettonica quaternaria del bacino intermontano ... 194 1991) è dunque correlabile, in termini morfo- e crono- stratigrafici, alla superficie di erosione basale dei depo- siti fluvio-lacustri del bacino di Sanza (Fig. 4) e ne vin- cola l’età di inizio della sedimentazione al Pleistocene inferiore-medio. Sempre esternamente al bacino di Sanza, nella porzione centrale del Vallo di Diano, a sud-est dell’abi- tato di Sala Consilina, al raccordo del fronte montuoso con l’area pedemontana, le operazioni di estrazione di inerti in una cava, nei pressi di Grotta S. Angelo, hanno messo in luce una successione clastica di oltre 30 metri di spessore, costituita da conglomerati prevalentemen- te carbonatici in facies di conoide alluvionale che pog- giano in contatto erosivo basale su brecce di versante a clasti calcarei. La sommità del corpo deposizionale del conoide, di tipo erosivo e fortemente carsificata, è ammantata da un deposito argilloso-limoso rubefatto, fortemente alterato e pedogenizzato (alterite di S. A n g e l o). L’orizzonte di alterazione, che si sviluppa per circa 4 metri di spessore, è a sua volta ricoperto local- mente da un suolo marrone-bruno che non raggiunge il metro di spessore (Fig. 4). A poco meno di un metro di profondità, è stata campionata una lente vulcanoclasti- ca (campione VD 22) formata da silt argilloso da marro- ne chiaro a giallo spessa poco più di 50 cm, intercalata nel deposito argilloso-limoso rossastro. Il tephra risulta formato da pomici giallastre alterate e subarrotondate, mica scura, abbondanti cristalli di k-feldspato (sanidino) fresco e alterato, pirosseni e scorie. La posizione strati- grafica, gli aspetti litologici, il grado di alterazione del deposito e i caratteri morfoscopici della superficie di erosione carsificata hanno consentito di correlare con buona probabilità l’alterite di S. Angelo a quella della successione fluvio-lacustre di Sanza (alterite di Sanza). Poiché i depositi del II ciclo lacustre del Vallo di Diano (SA N T A N G E L O, 1991) sono incastrati morfologica- mente nei conglomerati del conoide di Grotta S. Angelo, sospesi e terrazzati rispetto al fondovalle attuale, è pos- sibile attribuire questi ult imi genericamente al Pleistocene medio. Tale considerazione, unitamente alla presenza di una superficie erosiva che separa i conglo- merati dall’alterite di S. Angelo, permette di assegnare in via preliminare questa ultima al Pleistocene superiore. In termini cronostratigrafici le due successioni continentali del Vallo di Diano sopra discusse - e cioè le argille grigie infrapleistoceniche del I ciclo lacustre di Buonabitacolo e le alteriti di Grotta S. Angelo del Pleistocene superiore - si collocano rispettivamente alla base e al tetto del riempimento fluvio-lacustre s . s. del bacino di Sanza e consentono di datare quest’ultimo al Pleistocene medio (Fig. 4). 3.3. Datazioni radiometriche Informazioni geocronologiche sono state fornite dai due tephra campionati al top delle argille grigie del I ciclo lacustre (campione CAT 7, cfr. Fig. 4) e nell’alterite di Grotta S. Angelo (campione VD 22, cfr. Fig. 4). Le analisi sono state effettuate presso il laboratorio di geocronologia 4 0A r /3 9A r dell’Istituto di Geoscienze e Georisorse del CNR di Pisa (LAURENZI, 2008, rapp. int.). Per il calcolo del fattore di irraggiamento J è stato utilizzato come standard di flusso il sanidino Fish Canyon Tuff, con un’età di 28.02 Ma (RE N N E et al., 1998), e a tale valore di età sono pertanto da riferire i dati cronologici ottenuti sui tephra campionati. Il fattore J è stato calco- lato dalla media delle due aliquote di standard dei cam- pioni poiché non vi erano variazioni verticali apprezzabi- li di flusso neutronico in un caso (campione CAT 7) e, mediante interpolazione esponenziale degli standard nell’altro (campione VD 22). Le età sono state calcolate utilizzando le costanti di decadimento di ST E I G E R & JÄGER (1977). Nel campione CAT 7 i cristalli sufficientemente grandi da permettere una misura su cristallo singolo sono solo tre, le altre misure sono effettuate su popola- zioni di due (5 misure), tre (6 misure), e 4 cristalli (2 misure), per un totale di sedici analisi. Non si osservano variazioni evidenti di età al variare del numero di cristalli utilizzati per le fusioni ed è possibile affermare che la popolazione è unica. L’età raccomandata per questo campione è l’età di isocrona: 706.3±8.1 ka (± 95 % conf.), 4 0 A r / 3 6 A r(iniz) =297.4±5.4, MSWD=1.5, 16 punti analisi (Tab. 1). Nel campione VD 22 le dimensioni dei cristalli hanno permesso una sola misura su cristallo singolo, tutte le altre derivano dalla fusione di un numero varia- bile da 4 a 10 cristalli. L’età raccomandata per questo campione è l’età di isocrona: 106.7±1.6 ka (± 95 % conf.), 4 0A r /3 6A r(iniz) =298.4±6.3, MSWD=1.03, 10 punti analisi (Tab. 1). Le datazioni radiometriche con il metodo 40Ar/ 39 Ar realizzate sui due livelli vulcanoclastici intercalati nella successione pleistocenica del Vallo di Diano (Tab. 1), unitamente alle considerazioni di carattere lito- e morfo- stratigrafico sui depositi fluvio-lacustri studiati e sui loro rapporti con quelli argilloso-siltosi del Vallo di Diano permettono di attribuire la successione fluvio-lacustre del bacino di Sanza al Pleistocene medio-superiore, e precisamente ad un intervallo cronologico compreso tra 706.3±8.1 ka e 106.7±1.6 ka (Fig. 4). 4. MINERALOGIA E GEOCHIMICA DEI DEPOSITI DEL BACINO DI SANZA 4.1. Metodi di indagine I campioni prelevati esclusivamente nella parte alta della successione pelitica del bacino di Sanza - e cioè nelle argille di Sanza del Pleistocene medio e nei depositi discordanti a tetto (silt e sabbie gialle, orizzon- te vulcanoclastico e alterite di Sanza) di età Pleistocene superiore (Fig. 2) - ed analizzati nel presente lavoro sono costituiti da silt, silt sabbioso, e silt argilloso come suggerito dal diagramma di FO L K (1980) mostrato in Tab. 1 – Datazioni radiometriche di tefra intercalati nei depositi quaternari del Vallo di Diano. Radiometric ages of the tephra sampled in the Vallo di Diano Quaternary deposits. P. Di Leo et al. figura 6. L’analisi granulometrica è stata condotta con l’ausilio di un granulometro laser modello MasterSizer E Ver 1.2, della Malvern Instruments Ltd., Malvern, UK. L’individuazione delle fasi mineralogiche presenti nei 14 campioni selezionati è avvenuta mediante diffrat- tometria di raggi X. E’ stato utilizzato un diffrattometro per polveri della Rigaku, modello Miniflex, che utilizza una radiazione CuKα, con fenditura variabile e s a m p l e s p i n n e r. Il campione è stato polverizzato in mortaio di agata, quindi posto all’interno di un portacampione in modo da garantire un’orientazione casuale dei granuli. La distribuzione semi-quantitativa dei soli minerali argil- losi è stata effettuata sulla frazione <2 µm, previa sepa- razione mediante sedimentazione frazionata e tratta- menti con glicol etilenico, riscaldanti e saturazione con Mg. Per l’individuazione della fasi mineralogiche è stato utilizzato il software MacDiff 4.2, che utilizza un databa- se mineralogico con schede indentificative dei minerali JCPDS. Le fasi mineralogiche sono costituite prevalen- temente dai minerali argillosi, tra cui rientrano, in ordine di abbondanza, l’illite (ill), gli strati misti tipo illite/smen- tite (I/S) e tipo clorite/vermiculite (C/V), la caolinite (kaol) e l’halloysite (hall), e, in minor quantità, la clorite (chl) e la vermiculite (vm). Nei campioni sono presenti anche quarzo (qtz) ed elevate percentuali (cfr. scheda-campio- ne SN7) di feldspati (kfs). La presenza dell’halloysite è stata confermata anche dalla spettroscopia ad InfraRosso (FTIR) e dall’a- nalisi termo-gravimetrica (TG-DTA). Gli spetti FTIR ed le curve DTA relativi alla frazione ultrafine (< 0,2 µm), in cui questa fase mineralogica è più abbondante, sono riportati nella figura 7. Per queste indagini è stato utiliz- zato uno spettrofotometro ad InfraRosso in trasformata di Fourier (Nicolet 5 PC) su pasticche di KBr, registran- do lo spettro nel r a n g e di lunghezze d’onda di 400- 4000 cm- 1, ed un apparato termico simultaneo della SEIKO Instrument Inc. (UK), alle seguenti condizioni operative: peso del campione 20 mg, s t a n d a r d A l203, intervallo di temperatura 15-1050 °C, velocità di riscal- damento 20 °C/min, sensitività DTA 105 µV, sensitività TG 10 7 µg, flusso di azoto. La micromorfologia dell’halloysite e la sua com- posizione chimica sono state indagate mediante micro- scopia elettronica a scansione con un microscopio elet- tronico modello FEI-Philips ESEM-FEG Quanta 200F, equipaggiato con una microsonda EDAX Genesis 4000. Le osservazioni sono state effettuare su campioni metallizzati sia con carbonio che con oro. La composizione chimica dei depositi pelitici del bacino di Sanza è stata dedotta mediante l’uso con- giunto della fluorescenza di raggi X (XRF, X - r a y F l u o r e s c e n c e) per gli elementi maggiori e dell’ICP-MS (Inducticve Coupled Plasma - Mass Spectroscopy) per gli elementi in traccia. I campioni sono stati omogeneiz- zati in mortaio di agata. Un’aliquota è stata prelevata per le analisi in XRF (3 grammi) ed un’altra (5 grammi) è stata sottoposta a fusione con litio metaborato/tetrabo- rato per le analisi ICP-MS. La LOI è stata determinata gravimetricamente previo riscaldamento a 950 °C per l’intera notte. Le analisi chimiche sono state condotte presso i laboratori dell’Actlabs, Ontario, Canada. I risul- tati dell’analisi chimica sono riportati in Tab.2. 4.2. Weathering e implicazioni paleoclimatiche Nei sedimenti del bacino di Sanza è stata ricono- sciuta un’associazione mineralogica costituita prevalen- 195 Fig. 6 - Classificazione granulometrica (Folk, 1980, modif.) delle peliti campionate nel bacino di Sanza. Folk’s ternary textural diagram of the pelitic sediments from the Sanza basin. Fig. 7 - 1) Curva DTA della frazione < 0.2 µm del campione SN4 (a) e dello standard di caolinite ben cristallizzata (b); 2) Spettro FTIR della frazione < 0.2 µm del campione SN4 (a) e dello standard di caolinite ben cristallizzata (b). 1) DTA curve of the < 0.2 µm fraction of the SN4 sample (a) and the standard of the well-crystallized kaolinite (b); 2) FTIR spectrum of the < 0.2 µm fraction of the SN4 sample (a) and the standard of the well-crystallized kaolinite (b). temente da strati misti tipo I/S e C/V, illite, vermiculi- te+clorite, caolinite+halloysite, feldspati ed ematite+ goethite. Questa associazione è compatibile con un elevato grado di alterazione delle peliti, come dimostra- Evoluzione morfotettonica quaternaria del bacino intermontano ... to anche dall’analisi del Chemical Index of Alteration (CIA, NESBIT & YOUNG, 1982), espresso come: CIA = [Al2O3/(Al2O3 + CaO* + Na2O + K2O)] dove CaO* rappresenta il CaO associato con la sola frazione silicatica del campione, e dal diagramma terna- rio A-CN-K (Fig. 8; NESBIT & YOUNG, 1989). La diminuzione, in termini di abbondanza, degli strati misti di tipo I/S e C/V e della vermiculite, associa- ta ad un aumento della caolinite registrata a partire dai sedimenti più antichi (argille di Sanza del Pleistocene medio) a quel li più recenti (alterite di Sanza del Pleistocene superiore) è compatibile con uno scenario paleoclimatico che da un clima temperato freddo, con alternanza di periodi secchi e piovosi (presenza di ver- miculite e strati misti I/S e C/V), evolve verso un clima caldo-umido (abbondanza di caolinite). La presenza di una fase disidratata di halloysite (7 Å) con h a b i t u s prevalentemente sferoidale, come indi- cato dall’analisi micromorfologica condotta al micro- scopio elettronico a scansione (Fig. 9) è fortemente indicativa di una componente vulcanoclastica diversa- mente dispersa, in termini di abbondanza, nei sedimenti analizzati. È ben noto, infatti, che tale fase mineralogica si origina oltre che dall’alterazione di feldspati e biotite anche dal w e a t h e r i n g di vetro vulcanico (DI X O N, 1989; SINGH & GILKES, 1992). Quest’ultima tipologia di halloysi- te mostra, nella maggior parte dei casi, una tipica morfologia sferoidale, a differenza di quella originatasi per alterazione di minerali cristallini (feldspati e miche), che invece presenta prevalentemente h a b i t u s t u b o l a r e (TAZAKI, 1978). Grosse quantità di halloysite con habitus prevalentemente sferoidale sono state rinvenute nei depositi piroclastici alterati di Ailano (Complesso vulca- nico del Roccamonfina), e la formazione di questa fase mineralogica è stata attribuita ad un meccanismo di dissoluzione/precipitazione a seguito di alterazione in condizioni di elevata idratazione in ambiente molto ristretto e ben confinato (scala dei micropori; ADAMO et al., 2001). L’esistenza nei sedimenti lacustri del bacino di Sanza di prevalente halloysite 7 Å suggerisce l’alter- nanza di cicli climatici umidi e secchi, con una stagione secca piuttosto prolungata tale da favorire la rapida for- mazione, e preservazione, di questa fase (ZIEGLER et al., 2003). La presenza di una componente vulcanoclastica è anche supportata dall’analisi delle distribuzioni dell’allu- 196 Tab. 2 - Concentrazione degli elementi maggiori (espressi in percentuale in peso) e degli elementi in traccia (espressi in ppm) dei depositi del bacino di Sanza. Major and trace elements in the sediments of the Sanza basin. Fig. 8 - Chemical Index of Alteration (CIA, Nesbitt & Young, 1982) e diagramma ternario A-CN-K (Nesbitt & Young, 1989), dove il vertice A è rappresentato dalla concentrazione (espres- sa in percentuale in peso) di Al2O3, quello CN da (CaO*+Na2O), ed il vertice K dalla concentrazione di K2O. Chemical Index of Alteration (CIA, Nesbitt & Young, 1982) and ternary diagram A-CN-K (Nesbitt & Young, 1989), where A is the Al2O3 concentration (weight percentage), CN is the (CaO*+Na2O) concentration and K is the K2O concentration. P. Di Leo et al. minio (Al2O3), degli elementi di transizione definiti geo- chimicamente “mobili” (V, Ni, Cr), e di quelli “immobili” (Zr e Ti, espresso come TiO2). Nel diagramma di discri- minazione tra sedimenti vulcanoclastici alterati e sedi- menti clastici (ANDREOZZI et al., 1996) è evidente come in tutti i 14 campioni analizzati sia presente una compo- nente vulcanoclastica (Fig. 10a). La discriminazione tra sedimenti clastici e vulcanoclastici è, infatti, particolar- mente efficace se si contrappongono gli elementi di transizione quali V, Fe, Ni, Zn e Cr - estremamente mobili durante le trasformazioni diagenetiche poichè particolarmente sensibili alle variazioni delle condizioni redox, con una particolare affinità per la sostanza orga- nica, e facilmente adsorbiti sui minerali argillosi (PEARCE & JARVIS, 1995; HOWER et al., 1976) - a quegli elementi definiti “immobili” come il Ti e lo Zr. Il confronto geochimico mediante analisi statistica multivariata condotto con il metodo della PCA (Principal Component Analisys, Fig. 10b) tra i sedimenti analizzati e i depositi piroclastici del complesso vulcanico del Roccamonfina (PA O N E, 2004; AD A M O et al., 2001) e del Monte Vulture (SC H I A T T A R E L L A et al., 2005) ha inoltre suggerito, per la componente vulcanoclastica, un’ana- logia con i prodotti alterati del Pleistocene medio (ADAMO et al., 2001; DE GENNARO et al., 1973) apparte- nenti al primo ciclo eruttivo (630-385 ka, Supersintema di Roccamonfina; DE RI T A et al., 1998) del complesso vulcanico del Roccamonfina. Tale peculiarità, seppure indirettamente, fornisce un ulteriore dato circa l’età mediopleistocenica dei sedimenti fluvio-lacustri del bacino di Sanza. 5. CARATTERI MORFOSTRUTTURALI ED EVOLU- ZIONE MORFOTETTONICA La conca intermontana che ospita il bacino di Sanza si dipana in direzione trasversale rispetto all’an- damento dell’asse della catena e di molti bacini quater- nari, allungandosi in direzione E-O, con sviluppo rettili- neo per circa 10 km (Fig. 11). La planimetria della valle è in realtà più complessa, sia per la presenza di nume- rosi elementi tettonici che interessano il tratto rettilineo, sia perché alle terminazioni di questo si saldano due flessi orientati in direzione NE-SO, corrispondenti ai segmenti vallivi che, tramite deboli soglie morfologiche, 197 Fig. 9 - Esempio di spettro EDXRA dell’halloysite sferoidale. Il rapporto molare SiO2/ A l2O3 medio di 2,35 è stato ricavato sulla base di 23 analisi puntuali. EDXRA spectral example of the spheroidal halloysite. The mean molar ratio (2,35) of SiO2/Al2O3 has been obtained by 23 analyses. Fig. 10 - a) Diagramma di discriminazione tra sedimenti vulca- noclastici alterati e sedimenti clastici (ANDREOZZI et al., 1996); b) PCA condotta sui campioni del bacino di Sanza (questo lavo- ro), sulle tefriti (PAONE, 2004) e sui depositi piroclastici alterati (AD A M O et al., 2001) del complesso vulcanico del Roc- camonfina, sulle ignimbriti di Ventotene (PA O N E, 2004) e sulle vulcaniti del Monte Vulture (SC H I A T T A R E L L A et al., 2005) utiliz- zando una matrice di input composta dalle variabili chimiche rappresentate dalle concentrazioni, espresse in percentuali in peso, degli ossidi degli elementi maggiori. a) Discrimination diagram of weathered volcanoclastic deposits and clastic sediments (AN D R E O Z Z I et al., 1996); b) PCA relative to major elements in the pelitic deposits sampled in the Sanza basin, in the tephrites (PA O N E, 2004) and in the weathered pyro- clastic deposits of the Roccamonfina Volcano (AD A M O et al., 2001), in the ignimbrite of Ventotene Island (PA O N E, 2004), and in the volcanics of Monte Vulture (SC H I A T T A R E L L A et al., 2005). Evoluzione morfotettonica quaternaria del bacino intermontano ... raccordano la depressione al Vallo di Diano, verso est, e all ’a lto corso del Fiume Mingardo, verso ovest. Va infine rilevato che il bacino, nella parte centrale del corridoio morfologi- co, si dirama verso sud-est, a lambire il versante occidentale di Monte L’Alta (dorsale del Monte Forcella), fino a chiudersi al vertice meridionale di una depressione triangolare, dove peraltro il Fiume Bussento devia bruscamente verso sud-ovest con un angolo di circa 90°. Questa porzione del bacino è pertanto parallela al Vallo di Diano, rispetto al quale la stretta di Sanza nel suo complesso forma invece un angolo di circa 70° (Fig. 11 e 12). Il relitto morfologico del versante di linea di faglia che forma il bordo settentrionale del bacino presenta un rigetto topo- grafico di oltre 800 metri, separa il fondovalle sub-pianeggiante dai rilievi carbonatici del gruppo montuoso del Monte Cervati, ed è inciso trasversalmente da corsi d’acqua, il cui approfondi- mento verticale ha prodotto facce trapezoidali più o meno conservate (Fig. 12). Il tracciato del Fiume Bussento è in evidente discordanza oro-idrografica (più a sud peraltro si inforra nei calcari di Serra Piana, in prossimità dell’abitato di Caselle in Pittari) ed è controllato da strutture tettoniche con andamento E-O ed appenninico nel primo tratto e NNE-SSO in quello successivo, oltre il gomito fluviale. Anche la rete idrografica di basso rango gerarchico è condizionata da famiglie di faglie e fratture, come messo in luce da tratti rettilinei in valli a V o inforrati, 198 Fig. 11 - Morfostrutture positive e negative, e principali linee tettoniche dell’area di studio. Positive and negative morpho-structures, and main tectonic features of the study area. Fig. 12 - Schema geomorfologico dell’area di studio. Geomorphological sketch map of the study area. P. Di Leo et al. deviazioni fluviali ad angolo retto, confluenze anomale con angolo uguale o maggiore di 90° (Fig. 12). Nella parte centrale del bacino si erge dal fondo- valle per oltre un centinaio di metri il rilievo collinare su cui sorge il centro abitato di Sanza, formato da calcari cretacici dell’Unità Alburno-Cervati-Pollino. Questi divi- de il fondovalle in un settore occidentale, a pianta trian- golare, e uno orientale, allungato in direzione est-ovest, in comunicazione tra loro attraverso due stretti passag- gi vallivi. Ad est, l’area del rilievo del Monticello costitui- sce l’attuale soglia morfologica del bacino rispetto alla più ampia depressione morfostrutturale del Vallo di Diano. Il basso morfostrutturale che ospita la successio- ne clastica quaternaria del bacino è impostato lungo la Linea di Sanza (Fig. 11), espressa da una serie di strut- ture tra le quali predomina la faglia in direzione E-O del bordo meridionale del massiccio del Cervati, caratteriz- zata da cinematica polifasica. La prosecuzione della Linea di Sanza è ben evi- dente verso ovest, nell’area silentina, dove disloca con senso di tagl io sinistro la struttura del Monte Centaurino rispetto a quella di Monte Sacro. Verso est, la linea attraversa il Vallo di Diano con le faglie che hanno dislocato i depositi del I ciclo lacustre, per pro- seguire nei Monti della Maddalena, ribassando l’area delle conche tettono-carsiche di Magorno, Spigno, Piani Perillo. Ancora più ad oriente, il lineamento tetto- nico confina a sud il bacino dell’alta Val d’Agri e ne controlla la media valle fin oltre la stretta di Pietra del Pertusillo. L’o f f s e t sinistro tra la valle del Torrente Armento in sinistra orografica del Fiume Agri e quella del Torrente Racanello in destra rappresenta qui l’e- spressione morfologica dell’attività tettonica recente della linea. In quest’area è notevole il rilascio di energia sismica lungo una struttura profonda che interrompe la continuità di quelle appenniniche (BURRATO & VALENSISE, 2008). Pertanto, la Linea di Sanza è parte di un più ampio lineamento di importanza regionale, che viene qui denominato Linea Alto Bussento – Pietra del Pertusillo, che attraversa l’Appennino campano-lucano per oltre 70 km con chiara espressione morfostruttura- le, controllando ad ovest il bacino di Sanza, determi- nando nella sua porzione centrale il rigetto morfologico della dorsale dei Monti della Maddalena, e condizionan- do ad est l’andamento della media valle del Fiume Agri (Fig. 13). La Linea di Sanza pone a contatto l’imponente morfostruttura carbonatica del Monte Cervati a nord con quella calcarea del Monte Forcella e quella terrige- na del Monte Centaurino a sud. Le successioni roccio- se di questi rilievi sono accostate tettonicamente lungo la Linea del Bussento (Fig. 11), mentre le due morfo- strutture positive sono separate fisiograficamente dalla parte meridionale del bacino di Sanza. Similmente, la morfostruttura del Monte Cervati è divisa in due blocchi minori - il Blocco della Raja del Pedale - Monte Cervati e il Blocco del Monte Cariusi - Serra del Corneto – separati dalla Linea di Piaggine, una faglia transpressi- va che si interrompe contro la Linea di Sanza (Fig. 11). Il Blocco di Raja del Pedale - Monte Cervati è separato dalla sinclinale di Monte Sacro dalla Linea di Monte Caravello, una faglia ad alto angolo orientata ONO-ESE, e dalla Linea di Rofrano, un sovrascorrimento orientato all’incirca NNO-SSE responsabile della sovrapposizione delle unità tettoniche di origine interna su quelle mioce- niche dell’Unità Alburno-Cervati-Pollino. A nord, la Linea di T.pa Rotonda, costituita da segmenti con età e cinematiche diverse, orla la morfo- struttura del Monte Cervati, separandola dalla depres- sione di Villa Littorio - Monte S. Giacomo, un basso morfostrutturale con orientazione ONO-ESE, impostato nelle unità interne, che confluisce nel Vallo di Diano. Ancora più a settentrione, i carbonati dell’Unità Alburno-Cervati-Pollino riemergono nella complessa morfostruttura del Monte Motola. L’attività tettonica plio-quaternaria e le tappe del processo di esumazione ed evoluzione morfologica della struttura sono state recente- mente illustrate da PU T I G N A N O & SCHIATTARELLA (2008), che consi- derano l’area una zona di con- centrazione della deformazione tardopliocenica-quaternaria. Gli Autori riconoscono, inoltre, che il sollevamento tettonico dell’a- rea non è stato costante, come testimoniato dall’interruzione dell’attività tettonica lungo le superfici di faglia nella parte alta del Santerniano - compensata in termini di crescita del rilievo da un upl ift regionale - che determina il modellamento di superf ici d i spianamento di diverso ordine. La Linea del Vallo di Diano è rappresentata da un fascio di faglie con cine- matica diretta, or ientato in senso appenninico, che ribassa a gradinata la struttura dei Monti della Maddalena al di 199 Fig. 13 - Schema tettonico dell’Appennino meridionale. La linea a tratti indica la zona di trasfe- rimento denominata “Linea del Bussento – Pietra del Pertusillo”. Tectonic scheme of the southern Apennines. The dark dashed line indicates the transfer zone here named “Bussento River – Pietra del Pertusillo Line”. Evoluzione morfotettonica quaternaria del bacino intermontano ... sotto del riempimento quaternario del bacino omonimo (Fig. 11). L’analisi morfologica ha messo in luce anche la presenza di varie generazioni di superfici di spianamen- to relitte, a carattere poligenico, modellate nel corso del Plio-Quaternario in un contesto di morfogenesi carsica più o meno evoluta, o in ambiente periglaciale e fluviale, come testimoniato dai depositi detritici antichi e da linee di impluvio fossili. Sulla sommità del massiccio del Cervati si osservano, ad esempio, sia la conca endorei- ca dei Monti di Vallivona (Fig. 12) che reticoli fluviali sospesi. Forme analoghe sono morfoscolpite anche nella parte meridionale del bacino, nella morfostruttura calcarea del Monte Forcella e, almeno per quanto attie- ne ai reticoli fossili, nelle unità terrigene del Monte Centaurino. Il modellamento delle paleosuperfici del Monte Cervati (ASCIONE & CINQUE, 1995) viene attribuito ad almeno due episodi erosionali pre-lacustri, separati da un evento tettonico collocato tra la fine del Pliocene superiore e l’ inizio del Pleistocene inferiore (SANTANGELO, 1991). Le superfici di erosione modellate sui rilievi che circondano il bacino di Sanza sono distribuite in lembi relitti posti ad altezze comprese tra 1900 e 700 m s.l.m. Questi sono stati raggruppati in classi altimetriche omo- genee per ogni singola morfostruttura, come proposto da BASILI et al. (1999). La loro distribuzione è stata ripor- tata lungo un transetto N-S, ortogonale alla direzione di allungamento del bacino e alla Linea di Sanza (Fig. 14). La morfostruttura del Monte Cervati (A nel diagramma di Fig. 14) presenta almeno sei classi altimetriche di superfici che digradano in parte anche verso E fino al bordo occidentale del Vallo di Diano. La morfostruttura del Monte Forcella (C nel diagramma di Fig. 14) presen- ta quattro classi altimetriche, mentre quella del Monte Centaurino (B nel diagramma di Fig. 14) soltanto due. La bassa frequenza delle superfici di spianamento relit- te nell’ultima morfostruttura è dovuta alla maggiore ero- dibilità dei terreni che la costituiscono rispetto a quelle carbonatiche. La superficie terrazzata del fondovalle del bacino di Sanza, compresa nell’intervallo di quota 550- 430 m, è stata inserita nel diagramma di Figura 14 come superficie di riferimento comune ai tre transetti. La distribuzione asimmetrica delle classi di super- fici sui due bordi opposti del bacino e la mancata corri- spondenza altimetrica tra le sequenze di superfici spia- nate (Fig. 14) indicano che l’evoluzione del paesaggio nelle singole morfostrutture è stata fortemente condi- zionata dall’attività tettonica delle faglie associate alla Linea di Sanza. Le quattro classi di superfici poste a quote più elevate (A in fig. 14) suggeriscono che l’esu- mazione della morfostruttura del Monte Cervati è avve- nuta con un ritmo di sollevamento costante che ha per- messo l’asportazione delle coltri terrigene di provenien- za interna come già riconosciuto da AS C I O N E & CI N Q U E (1999) nell’area tirrenica e da PUTIGNANO & SCHIATTARELLA (2008) nella dorsale del Monte Motola. I versanti che delimitano verso valle le superfici spianate comprese nella classe altimetrica di 1000-1300 m - attribuite a un generico Pliocene superiore da ASCIONE & CINQUE (1999) e all’intervallo Pliocene superiore - Pleistocene inferiore da PU T I G N A N O & SC H I A T T A R E L L A (2008), relativamente all’area del Monte Motola – presentano un rigetto morfologico di circa 500 m rispetto al fondovalle terraz- zato, di gran lunga superiore a quello dei versanti che bordano le altre classi di superfici (fig. 14). Tale diffe- renza può essere giustificata solo accoppiando al pro- cesso di esumazione, indotto dal sollevamento regiona- le, l’attività tettonica della Linea di Sanza nel corso del Pleistocene inferiore. La mancanza di simili rigetti morfologici tra classi di superfici contigue nella morfo- struttura del Monte Forcella può essere legata alla scomposizione tettonica delle stesse paleosuperfici, in modo da simulare l’effetto di una sequenza continua. 6. ANALISI MESOSTRUTTURALE E PALEOMAGNE- TISMO L’analisi della deformazione fragile alla mesoscala ha permesso di riconoscere le principali famiglie di faglie e fratture nei carbonati mesozoici dei rilievi del Monte Cervati e del Monte Forcella, rispettivamente a nord e a sud della depressione tettonica di Sanza, e nei depositi continentali quaternari del bacino. Il diagramma azimutale dei sistemi di frattura misurati nei carbonati del bordo settentrionale del baci- no (fig. 15a) mostra un t r e n d appenninico dominante (N150°-160°) e due addensamenti significativi in corri- spondenza delle classi N90°-100° e N120°-130°, oltre ad un andamento antiappenninico (N50°-60°) meno rappresentato. I dati della fratturazione del settore meri- dionale (fig. 15b) evidenziano un massimo di frequenza espresso dalla classe percentuale N110°-120° e anda- menti secondari in coincidenza delle classi orientate N30°-40° e N160°170°. Il diagramma relativo al sistema di frattura rilevato nelle peliti rosse e nel silt sabbioso giallo di Sanza (fig. 15c) mostra un t r e n d d o m i n a n t e antiappenninico (N60°-70°) e andamenti di minor peso statistico e di pari rango percentuale relativi alle classi N0°-10°, N110°-140° e N160°-170°. I dati giaciturali e cinematici relativi alle faglie rile- vate lungo i bordi del bacino sono riportate nel dia- gramma di densità di fig. 16, che mostra la presenza di due s e t di faglie sub-verticali con direzione N115° e circa N-S. Un piano di faglia con giacitura 165°/60°, 200 Fig. 14 - Distribuzione in classi altimetriche delle superfici di spianamento reli tte del Monte Cervati (A), del Monte Centaurino (B) e del Monte Forcella (C), lungo un transetto meridiano. Altitudinal arrangement of the relict erosional surfaces along a N- S oriented transect, recognized in the Monte Cervati (A), Monte Centaurino (B), and Monte Forcella (C) morpho-structures. P. Di Leo et al. rilevato poco a est di Sanza, disloca i depositi fluvio- lacustri e mette a contatto i conglomerati basali del letto della faglia con la successione conglomeratico- argillosa più recente del tetto. In località Verivertola il substrato calcareo e le peliti mediopleistoceniche sono dislocati da un piano di faglia con giacitura 160°/70°, che rappresenta la prosecuzione della struttura sopra descritta. La geometria complessiva della faglia sugge- risce un movimento obliquo legato a cinematica tra- stensiva destra, compatibile con la direzione di esten- sione in direzione NE-SO dedotta dallo stereogramma relativo all’analisi dell’intera popolazione di faglie (fig. 17). Poiché le faglie che dislocano la successione flu- vio-lacustre quaternaria sono da considerarsi le più gio- vani dell’area di studio, ne consegue che il regime tet- tonico estensionale ad asse antiappenninico è stato certamente attivo durante la storia deformativa più recente del bacino. Tale attività è stata però preceduta da un diverso regime tettonico, come evidenziato dalla geometria della Linea di Sanza, lungo la quale si regi- stra una rilevante dislocazione orizzontale, stimabile sulla base dei punti di cut-off identificati nella proiezio- ne della terminazione occidentale della struttura mono- clinale del Monte Forcel la sulla l inea (Val lone dell’Inferno) e nel vertice sud-occidentale del rilievo di Raia del Pedale. In ogni caso, una parte significativa del rigetto è stata guadagnata in tempi infrapleistocenici (entità dell’o f f s e t orizzontale dei depositi clastici del bacino di Sant’Arcangelo affioranti lungo la valle dell’Agri). Sotto tali condizioni cinematiche, lungo i fles- si della Linea di Sanza si realizzano locali ma vistosi fenomeni di traspressione, come l’espulsione delle dolomie triassiche dell’Unità Alburno-Cervati-Pollino (che non affiorano in un’area di oltre 1200 km2), in coin- cidenza del flesso orientale della linea, a ridosso del Vallo di Diano. Le informazioni cinematiche dedotte dai dati meso- e morfostrutturali sono state corroborate dalle analisi dell’anisotropia della suscettività magnetica (AMS) condotte sui depositi quaternari del bacino e segnatamente su campioni di brecce di versante anti- che (VD01 in fig. 18) e silt argillosi rossi (VD03 in fig. 18). L’orientazione spaziale degli assi della suscettività magnetica Kmax, Kint e Kmin rappresentata in proiezione equiareale (fig. 18) evidenzia per entrambi i campioni un ellissoide oblato che indica un fabric di tipo misto, sedi- mentario e tettonico. Nel campione VD01 (brecce anti- che) la direzione degli assi di suscettività consente di ricavare una lineazione magnetica compatibile con una direzione di massima compressione orientata NE-SO. Le brecce di versante appaiono quindi deformate da un evento tettonico di tipo compressivo, in accordo con il trasporto tettonico regionale delle unità del substrato e dei bacini-satellite mio-pliocenici, a sua volta compati- bile con la direzione di massimo raccorciamento calco- lata per il campo deformativo prodotto dal fagliamento trascorrente plio-pleistocenico lungo le direttrici N120° diffuse alla scala della catena (Schiattarella, 1998). Il campione VD03 (peliti rosse) mostra una direzione di lineazione magnetica che indica una direzione di massi- ma estensione in senso antiappenninico. Nell’intervallo cronologico relativo ai due campioni si assiste pertanto ad una inversione degli assi del campo deformativo. Durante la fase estensionale, evidentemente di età mediopleistocenica, la zona di taglio trascorrente E-O – 201 Fig. 15 - Diagrammi di frequenza azimutali delle famiglie di frattura ricavati nell’area di studio. In (a) e (b) i dati sono riferiti, rispettivamente, ai carbonati del massiccio del Monte Cervati e del Monte Forcella, che delimitano rispettivamente a nord e a sud il bacino di Sanza; in (c) i dati sono relativi ai depositi flu- vio-lacustri del bacino. Rose diagrams of the fracture systems of the study area, rela- ted to the Monte Cervati (a) and Monte Forcella (b) carbonates (i.e. northern and southern sides of the Sanza basin, respecti- vely), and to the Sanza fluvio-lacustrine deposits (c). Fig. 16 - Diagramma di densità dei poli delle faglie misurate nei calcari del Monte Cervati e del Monte Forcella (reticolo di Schmidt, emisfero inferiore, N = 41). Stereoplot of the faults collected in the Monte Cervati and Monte Forcella carbonates (Schmidt net, lower emisphere, N = 41). Evoluzione morfotettonica quaternaria del bacino intermontano ... che per i suoi caratteri geometrici e la sua orientazione rispetto alle direttrici tettoniche regionali può essere interpretata come una transfer zone – viene riattivata in trastensione destra: ciò permette la creazione dell’a c- comodation space per i sedimenti fluvio-lacustri e determina le condizioni di endoreicità del bacino. Il campo di stress responsabile di tali eventi è in accordo con la deformazione dei sedimenti del I ciclo lacustre del Vallo di Diano (fig. 19). La forma triangolare in planimetria della porzione meridionale del bacino di Sanza suggerisce che la genesi di una preesistente paleo-depressione nell’area dell’alto Bussento, in cui sedimentavano i depositi cla- 202 Fig. 17 - Stereogramma delle faglie con indicatori cinematici rilevate nei calcari mesozoici affioranti ai bordi del bacino e nei depositi quaternari del riempimento fluvio-lacustre (a) e relativo campo tensoriale (b). Stereonet of the faults collected both in the Mesozoic carbona- tes (a) and in the Pleistocene fluvio-lacustrine deposits of the study area, and relative stress field (b). Fig. 18 - Ellissoide di distribuzione in proiezione equiareale degli assi di suscettività magnetica Km a x, Ki n t e Km i n m i s u r a t i nei campioni provenienti dalle brecce antiche (VD01) e dal silt argilloso rosso (VD03). Km a x, Ki n t e Km i n magnetic susceptibility axes (Schimdt net, lower emisphere) measured in the ancient breccia (VD01) and in the red silty clay (VD02) sampled in the study area. P. Di Leo et al. stici pre-lacustri (Formazione di Centola, o suoi elemen- ti rimaneggiati), sia stata prodotta da una rotazione antioraria del blocco cinematico del Monte Forcella in seno alla trascorrenza sinistra suprapliocenica – infra- pleistocenica (fig. 19). 7. DISCUSSIONE DEI DATI E CONCLUSIONI L’approccio multidisciplinare nello studio dell’area della stretta di Sanza, attualmente occupata dai sedi- menti pleistocenici dell’omonimo bacino fluvio-lacustre, ha permesso di ricostruire la loro successione stratigra- fica, la scansione temporale dei processi deformativi responsabili della cinematica di apertura del bacino e dell’evoluzione morfotettonica della depressione, non- ché di delineare il contesto paleoclimatico nel quale tali accadimenti hanno avuto luogo. La datazione radiome- trica con il metodo 40Ar/39Ar realizzata su cristalli di sani- dino presenti in due tephra intercalati nei depositi conti- nentali del Vallo di Diano e l’analisi chimico-mineralogi- ca degli elementi vulcanoclastici presenti nelle argille rosse di Sanza hanno tra l’altro consentito di vincolare cronologicamente la base e il tetto della successione fluvio-lacustre. Il bacino di Sanza è collocato all’interno di una fascia di deformazione ampia da 1 a 2 km, per una lun- ghezza di oltre 10 km (fig. 11). I suoi sedimenti sono solo in piccola parte insediati nella stretta morfologica, mentre si espandono verso sud nella parte centrale della depressione. La fascia E-O rappresenta una por- zione di una linea di trasferimento di importanza regio- nale (Linea Alto Bussento – Pietra del Pertusillo), di cui la Linea di Sanza rappresenta solo il tratto dell’estre- mità occidentale (fig. 13). Questa struttura ha dislocato le unità strutturali della catena durante il Neogene, ponendo a contatto lungo piani ad alto angolo le suc- cessioni mesozoiche di mare basso con i terreni pelagi- ci delle unità interne, ed ha continuato a funzionare in tempi quaternari, quando peraltro diventa sede di dre- naggio del deflusso idrico superficiale. Due stadi di deformazione fragile sono responsa- bili della genesi e dell’evoluzione del bacino: il primo, che determina la creazione dello spazio sedimentario in una paleo-depressione di forma triangolare, è caratte- rizzato da movimenti orizzontali con senso di taglio sini- stro lungo la Linea di Sanza e rotazione antioraria del blocco del Monte Forcella; il successivo, legato alla distensione regionale ad asse NE-SO, produce le con- dizioni di endoreicità che determinano l’accumulo della successione fluvio-lacustre del bacino di Sanza s . s., sotto condizioni di estensione obliqua (fig. 19). I tratti vallivi ad est e ovest del bacino sedimentario intramon- tano rappresentano in entrambe le fasi zone di bypass di sedimenti fluviali. L’attività trascorrente sinistra della Linea di Sanza durante la fase di strutturazione precoce del bacino produce piccoli bassi morfostrutturali di tipo sag pond (KELLER & PINTER, 1996) che ospitano la sedi- mentazione sintettonica delle brecce di versante anti- che. Gli eventi tettonici responsabili dello smembra- mento delle superfici spianate relitte dell’area di studio, modellate sui carbonati mesozoici e sui depositi terrige- ni delle unità interne a partire dal Miocene superiore e fino al Pleistocene inferiore (AM A T O & CI N Q U E, 1999; PUTIGNANO & SCHIATTARELLA, 2008), costituiscono il limite cronologico ante quem da tenere in considerazione ai fini della collocazione temporale della genesi del basso morfostrutturale. La tettonica trascorrente del Pliocene superiore – Pleistocene inferiore, ampiamente docu- mentata in Appennino meridionale (TURCO et al., 1990; CI N Q U E et al., 1993; SC H I A T T A R E L L A, 1996, 1998, tra gli altri) e nella vicina dorsale carbonatica del M.te Motola (PU T I G N A N O & SC H I A T T A R E L L A, 2008), rappresenta infatti l’evento deformativo responsabile della primitiva disarti- colazione delle superfici di spianamento nell’area di studio. Un campo deformativo con direzione di massi- mo raccorciamento NE-SO è registrato anche dalla disposizione dell’asse di allungamento dei minerali fer- romagnetici presenti nella matrice nelle brecce di ver- sante antiche attribuite al Pleistocene inferiore. Le misure dell’anisotropia della suscettività magnetica (AMS) effettuate per campioni provenienti dalle peliti rosse mediopleistoceniche (comprese in un range cro- nologico di 706.3±8.1 ka e 106.7±1.6 ka) indicano inve- ce una direzione di estensione NE-SO (fig. 18). La tetto- nica distensiva del Pleistocene medio è responsabile della produzione del fascio di faglie della Linea del Vallo 203 Fig. 19 - Schema dell’evoluzione cinematica dell’area del bacino di Sanza (per spiegazioni vedi testo). Kinematic evolution of the area including the Sanza basin (see text for details). Evoluzione morfotettonica quaternaria del bacino intermontano ... di Diano e della riattivazione della Linea di Sanza come faglia trastensiva destra. Vengono così tettonicamente dislocate e reincise ad opera della rete drenante le argille lacustri del I ciclo deposizionale del Vallo, la cui porzione superiore - già assegnata ad un’età compresa tra circa 0.6±0.2 e 0.7±0.2 Ma da SANTANGELO (1991) in affioramento e a 0.596±0.006 Ma in sondaggio da KARNER et al. (1999) – è stata qui datata con il metodo 4 0A r /3 9Ar a 706.3±8.1 ka. Al contempo, viene creato lo spazio fisico che inizia ad ospitare la sedimentazione fluvio-lacustre di Sanza. L’analisi cinematica della popolazione di mesofaglie rilevate lungo i bordi del bacino mostra un asse tensile in accordo con un simile quadro e con i dati di AMS. L’estensione in direzione NE-SO ed il sollevamento che ne consegue hanno con- trollato anche l’evoluzione e la successiva estinzione del bacino. La sequenza verticale del riempimento clastico della depressione tettonica di Sanza è di tipo log-nor- male (FU), come testimoniato dai conglomerati basali che evolvono verso l’alto a facies più francamente flu- vio-lacustri con depositi siltoso-argillosi nelle aree distali e conglomerati in quelle prossimali, troncate a tetto da sedimenti sottili (silt e sabbie gialle in fig. 2) - che presentano gli stessi caratteri microscopici di quelli descritti da Lippmann-Provansal (1987) lungo il litorale del Cilento, legati sia a flussi idrici incanalati che a tra- sporto eolico - e alteriti che indicano una cessazione delle sedimentazione avvenuta nel Pleistocene superio- re (intorno a 106.7±1.6 ka) a causa dello svuotamento del bacino per erosione della soglia nel settore meridio- nale. Il riconoscimento nei sedimenti lacustri siltoso- argillosi del bacino di un’associazione mineralogica costituita prevalentemente da strati misti tipo I/S e C/V, illite, vermiculite+clorite, caolinite+halloysite, feldspati ed ematite+goethite unita ad alti valori del CIA (80-90) suggerisce che tali depositi abbiano raggiunto un grado di alterazione elevato. La diminuzione, in termini di abbondanza, degli strati misti di tipo I/S e C/V e della vermiculite, associata ad un aumento della caolinite registrata a parti re dai sedimenti più antichi (Pleistocene medio) a quelli più recenti (Pleistocene superiore) è compatibile con uno scenario paleoclimati- co che da un clima temperato freddo, con alternanza di periodi secchi e piovosi (presenza di vermiculite e strati misti I/S e C/V), evolve verso un clima caldo-umido (abbondanza di caolinite). Nei sedimenti del bacino di Sanza è presente una componente vulcanoclastica, i cui caratteri mineralogici (presenza di halloysite 7Å prevalentemente sferoidale) e chimici evidenziano una forte analogia con i depositi vulcanoclastici alterati di età mediopleistocenica (DE GENNARO et al, 1973; ADAMO et al., 2001) appartenenti al primo ciclo eruttivo (630-385 ka, Supersintema di Roccamonfina, DE RITA et al., 1998) del complesso vul- canico del Roccamonfina. Il tipo di halloysite rinvenuta è strettamente connesso all’alternanza di cicli climatici umidi e secchi, con una stagione secca piuttosto pro- lungata tale da favorire la rapida formazione, e preser- vazione, di questa fase. Il bacino di Sanza si configura come una depres- sione tettonica complessa che si è formata, a differenza dei più estesi bacini intermontani del Vallo di Diano e dell’alta Val d’Agri, lungo una importante zona di trasfe- rimento della deformazione orientata in senso E-O ed attiva anche prima della sua nascita, qui denominata Linea Alto Bussento – Pietra del Pertusillo, e di cui la Linea di Sanza rappresenta l’espressione morfostruttu- rale occidentale. I caratteri esclusivi di un simile bacino non sono ascrivibili a tipologie contemplate nelle varie classificazioni note in letteratura, e permettono di codi- ficare per la prima volta questo tipo di bacini come “di zona di trasferimento”. RINGRAZIAMENTI Gli Autori desiderano ringraziare il Prof. N. Ciaranfi e un anonimo r e f e r e e per la accurata revisione del manoscritto. Lavoro pubblicato con Fondi di Ateneo 2007 (Resp. S.I. Giano, M. Schiattarella). BIBLIOGRAFIA A A . V V . 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