note di geologia strutturale

Convegno Annuale del Gruppo Italiano di Geologia Strutturale Udine, 25 – 28 febbraio 2009

Note brevi e Riassunti

Questo volume dei Rendiconti online della Società Geologica Italiana raccoglie le Note Brevi e i Riassunti delle comunicazioni e dei poster presentati al Convegno annuale del Gruppo Italiano di Geologia Strutturale (GIGS), sezione della Società Geologica Italiana. Il convegno, svoltosi tra il 25 e il 28 febbraio 2009, è stato organizzato presso il Polo scientifico dell’Università di Udine e ha visto la partecipazione di 130 persone, oltre 60 delle quali hanno preso parte all’escursione del 27 e 28 febbraio nelle Prealpi Carniche e Giulie. Numerosa la partecipazione di ricercatori e dottorandi, in linea con lo spirito dei Convegni annuali del GIGS, che intendono fornire soprattutto a loro un occasione per confrontarsi scientificamente e per presentare i risultati - anche preliminari – delle ricerche. I temi trattati vanno dalla Geodinamica alla Tettonica, all’Analisi micro- e mesostrutturale e, in particolare, alla Tettonica attiva, con comunicazioni sui risultati di ricerche svolte principalmente in Appennino, Alpi e Dinaridi, ma anche in America meridionale e centrale, Asia, Antartide e Oceano Pacifico. In vari casi si tratta di ricerche che usano tecniche e metodologie innovative, spesso nell’ambito di gruppi di ricerca multidisciplinari. Il 26 febbraio si è anche tenuta la sessione tematica “La geologia strutturale nella ricerca petrolifera”, che è stata sponsorizzata dall’Asso Mineraria. Questa sessione ha voluto rappresentare un primo passo per un rapporto organico e produttivo la tra la ricerca e il mondo del lavoro, in questo caso rappresentato dagli enti privati che si occupano di esplorazione mineraria. Oltre che nelle comunicazioni della sessione tematica, le potenzialità applicative della Geologia Strutturale sono risaltate anche da vari contributi delle sessioni “Tettonica attiva” e poster, per la definizione della pericolosità sismica di aree alpine ed appenniniche. Ci è gradito ringraziare il Magnifico Rettore dell’Università degli Studi di Udine Prof.ssa Cristiana Compagno e il Preside della Facoltà di Ingegneria prof. Alberto F. De Toni per aver ospitato il Convegno GIGS 2009 nel complesso del Polo Scientifico.

M. Eliana Poli Adriano Zanferrari Michele Marroni Enrico Tavarnelli

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 5-8, 3 ff.

From fractures to flow, a field-based quantitative analysis of an outcropping carbonate reservoir. AGOSTA FABRIZIO (*), MAURO ALESSANDRONI (*, **), MARCO ANTONELLINI (°) & EMANUELE TONDI (*)

RIASSUNTO Relazione tra anisotropia delle fratture e circolazione di idrocarburi In questa nota breve si riportano i dati principali riguardanti la lunghezza, spaziatura, apertura, orientazione e connettività di fratture presenti all’interno di damage zone calcaree associate a faglie trastensive affioranti nella porzione settentrionale della Montagna della Majella, Abruzzo. Lo scopo è quello di definire le relazioni esistenti tra le singole caratteristiche delle fratture sopramenzionate e la distribuzione di bitume all’interno di esse. Dalle analisi effettuate si evince come il bitume si concentri principalmente all’interno di sistemi di fratture caratterizzati da marcate anisotropie in termini di orientazione, rapporto tra fratture ad alto angolo e fratture a basso angolo rispetto alla stratificazione, e connettività. Questa configurazione determina un cambiamento delle proprietà idrauliche della roccia madre, la quale originariamente favoriva l’accumulo degli idrocarburi all’interno delle fratture, grazie al loro basso grado di connnettività. All’interno delle damage zone delle faglie, invece, i dati a nostra disposizione indicano un comportamento che ne favorisce la migrazione e non l’accumulo.

Parole chiave: lunghezza, spaziatura e connettività delle fratture, idrocarburi, migrazione dei fluidi, Formazione del Bolognano, Montagna della Majella, Apennino centrale. Keywords: fracture length, fracture spacing, fracture connectivity, hydrocarbons, fluid flow, Bolognano Formation, Majella Mountain, central Apennines. INTRODUCTION Carbonate reservoirs constitute more than 60% of the world’s oil, and about 40% of its gas reserves (SCHLUMBERGER, 2007). This is probably why in the last years a large scientific interest has risen on the characterization of their mechanical and petrophysical properties, as well as of the deformation mechanisms they are subjected to at shallow crustal levels (AGOSTA & TONDI, 2009). Fractures in carbonates may have an important role in geofluids migrations and/or accumulation (AYDIN, 2000; GRAHAM et alii 2006; TONDI et alii 2006). They can either focus the fluid flow (e.g., _________________________ (*)Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Camerino (**)BEICIP-FRANLAB, Parigi, Francia (°)Centro Interdipartimentale di Ricerca per le Scienze Ambientali, Università di Bologna Lavoro eseguito nell’ambito del Progetto Faults & Fractures in Carbonates (F & FC) dell’Università di Camerino.

joints, sheared joints, and sheared pressure solution seams) or form impermeable features (pressure solution seams). In this study, we take advantage of an exposed hydrocarbonbearing, fractured carbonate reservoir to address the role played by fractures on hydrocarbon migration. The study area is located along the northern termination of the Majella anticline, in central Italy, within a quarry originally excavated by the ancient Romans, and then exploited until the second world war, to recover hydrocarbons in the form of tar residues. There, at the Roman Valley Quarry, the tar is present within the fractured and faulted carbonates associated to two high-angle, oblique normal faults. The faulting processes and mechanisms of fault development were recently documented by AGOSTA et alii. in the same quarry (2009). The authors conducted a detailed structural analysis of the failure modes, geometry, orientation, relative timing of the different fractures sets, recognizing the main structural assemblages. In this present contribution, we focus on the relation between the individual fracture characteristics (length, spacing, aperture, orientation, connectivity, and distance from slip surfaces) and tar distribution (ALESSANDRONI, 2008). This is accomplished by analyzing data obtained from 1D scan lines measurements carried out along the quarry’s vertical outcrops. We perform a total of sixteen scan lines in the damage zones of the two oblique normal faults, most of which along fractured carbonate beds, a few others across smaller faults crosscutting the damage zones. After data computation, we discuss the individual relations among the different fracture characteristics and tar distribution in terms of fracture anisotropy within the deformed carbonates. We propose a conceptual model of fracture arrays geometry in both carbonate host rocks and in faulted carbonates. FAULT ARCHITECTURE AND PERMEABILITY Our observations are consistent with most of the hydrocarbon flow postdating faulting and fracturing of the Oligo-Miocene carbonate rocks. At a large scale, the oil show distribution along the main faults cropping out along the northern Majella indicates the strong control they exerted on hydrocarbon migration. Hydrocarbons were channeled along these faults at unknown depths, and then migrated upward within the fractured and faulted carbonate damage zones. Incipient faults (offset < a few cm) consist of sheared fractures, which generally include very thin fragmented rocks and are keen to conduce fluids. Small faults (a few cm < offset < 10cm)

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include isolated, bed-confined, short slip surfaces, fractured carbonates and isolated pods of fragmented carbonates, and behave as single fluid conduits. Medium faults (10’s cm < offset < ~1m) contain well-developed, through-going, a few mlong slip surfaces, which are often coated by calcite cements, and discontinuous pockets of fault breccias and fragmented carbonates. Based on their internal architecture, these faults also behave as single conduits to fluid flow. Tar distribution within the quarry suggests that the hydraulic connectivity of small and medium faults to larger fluid conduits is key to focus hydrocarbon flow. Considering the two large faults of the quarry, the NE fault (offset > 10m) is comprised of several segments oriented E-W to NE-SW. The intersections among not-parallel slip surfaces are marked by triangular-shaped fault breccias, whereas jogs of sub-parallel interacting slip surfaces by elongated, lithonshaped fault breccias. The m’s-thick fault core therefore includes the aforementioned fault breccias, discontinuous cataclastic rocks and major slip surfaces. The damage zone is made up of fractured carbonates and several smaller faults. crosscut by small faults. Overall, this fault forms a distributed conduit to fluid flow, in which fluids focus primarily along the numerous slip surfaces that enhance fault parallel fluid flow. The SW fault (offset > 40m)is made up of a continuous, mthick fault core flanked by a 10’s of m-thick damage zone, which is more developed in the fault hanging wall then in the footwall. The fault core includes major slip surfaces, fault breccias and cataclastic rocks. The damage zone is made up of fractured carbonates and several smaller faults. Overall, this fault acts as a combined barrier-conduit permeability structure to fluid flow. There, the cataclasites form a seal for cross-fault fluid flow, whereas the surrounding fault breccia and the carbonate damage zone behave as diffuse fluid conduits.

ratios around 1.2, which is the mean value computed for tarrich fractures, form the principle fluid pathways. The graph in fig. 1c represents the average spacing values measured at each station. Data span between ~4cm and ~8cm; those related to only tar-rich fractures are comprised between ~4cm and ~7cm. Accordingly, there is no relation between fracture spacing and hydrocarbon distribution. However, the computed LA/HA spacing ratios provide some new insights on their possible relation (Fig. 1d). In fact, LA fractures have higher spacing values relative to the HA ones. This relation applies in particular to fractures measured along tar-rich outcrops, where LA fractures have spacing values from ~1.5 to ~3 times higher than those pertaining to HA fractures.

FRACTURES VS. TAR DISTRIBUTION In this section we present the results of our quantitative analysis in order to assess the relation of individual fracture characteristics (namely: (i) length, (ii) spacing, (iii) aperture, (iv) orientation, and (v) connectivity) and hydrocarbon distribution. For this purpose, we grouped the fractures in highangle, HA, and low-angle, LA. The former have a dip angle >75°, the latter < 75°. We also investigate the overall fracture connectivity of fractures present along tar-free and tar-rich outcrops, and analyze the abutting relations of HA and LA fractures separately. Fracture Length, Spacing, and Aperture The graph shown in Fig. 1a represents the average length values measured at each station. Data range from more than 4cm to 20cm, and do not show any relation with hydrocarbon distribution. This means that the values of fracture length do not correlate with presence of hydrocarbons. In fact, we note that the tar-rich fractures have lengths comprised between more than 8cm and less than 18cm, similar to the aforementioned length range. The HA/LA length ratios shown in fig. 1b are consistent with a wider range of values of tar-free fractures (from ~0.2 to 1.8) relative to tar-rich fractures (between ~0.9 and 1.5). These data suggest that fracture arrays with HA/LA

Fig. 1 – (a) mean fracture lengths computed for individual stations of measurements. Tar-free stations are in white, those invaded by tar in black; (b) HA/LA length ratio; (c) mean fracture spacing, (d) HA/LA spacing ratio.

Considering the average fracture apertures measured only at tar-rich stations, they are often smaller than 1mm, with the lowest ~0.2mm. Only fractures measured at one station (#7) greater than 1mm. In general, values comprised between 0.5mm and 0.8mm characterize the average fracture aperture measured at the Roman Valley Quarry. We note that HA

FROM FRACTURES TO FLOW, A FIELD BASED QUANTITATIVE ANALYSIS OF AN OUTCROPPING CARBONATE RESERVOIR

fractures always have larger values than LA ones. This relation applies to almost all tar-rich outcrops, along which HA and LA fractures have similar aperture values. Based on aperture data, we also compute the values of 2D fracture porosity for the tar-rich stations ranges between 0.001 and ~0.01, showing therefore a one order of magnitude. The mean value computed for the tar-rich stations is ~0.0045 (0.45%), which not very different from what is generally found in fractured rocks (NELSON, 1985). Based on these values, we also study their relation with respect to the percentage of tarrich fractures, obtaining a positive linear relation(R2 = 0.63) between the two variables.

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contrary, points out to a pronounced fracture anisotropy. Considering the values computed for only tar-rich stations, we observe that they range between 1.3 and 5.2, with a mean value of ~2.7. This values is greater than that of only tar-free station, which is ~2.1, and therefore suggests that tar-rich outcrops have a higher fracture anisotropy relative to tar-free ones. We compute the fracture spread by summing the frequencies of the two most abundant fracture sets measured at individual stations. The results of this computation are reported, in percentage, in the graph of fig. 2c. The spread values range between ~0.4 and ~0.8, with a mean value of ~0.65 for tar-free stations and of ~0.75 for tar-rich ones. Data are therefore consistent with a marked fracture anisotropy in the surveyed carbonate outcrops. As stated above, this fracture anisotropy is more pronounced is tar-rich outcrops. Fracture Connectivity Fracture connectivity is an important structural parameter for assessing the fluid flow/storage properties of fractured rocks. This parameter can be computed from 1D data, and is generally indicative of the typology of fracture tips. Based on their abutting relations, we may have 3 main types of fractures: isolated (type I), coupled (type II), and interconnected (type III) fractures (ORTEGA & MARRET, 2000). By considering the prevalent fracture typology in given outcrops, we may have low (prevalence of type I fractures), medium (type II), or highly connected fracture arrays (type III). These relations are shown by plotting our data in a triangular diagram (Fig. 3a).

Fig. 2 – (a) dip azimuth orientation of the two most abundant fracture sets at individual stations; (b) fracture anisotropy; (c) fracture spread. Fracture Orientation Data concerning the orientation of the different fracture sets measured within the study quarry are shown in fig. 2a. The graph shows the dip azimuth of measured fractures (the value N180 indicates a E-W striking and south dipping set). Data are plotted with an angular range of 30°. The main fracture set dips ~N30 at all stations, whereas the dip azimuth of the second most abundant set varies between ~N60 and N180. These data suggest that the fracture array is characterized by a pronounced anisotropy (Fig. 2b). The anisotropy values calculated by the ratio of the frequencies of the two most abundant fracture sets measured at individual stations span between ~1 related to an equal distribution of the two most abundant fracture sets, and ~5. The latter value, on the

Fig. 3 – Triangular diagram, showing fracture connectivity along tar-free (white dots) and tar-rich stations (black dots) of the Roman Valley Quarry. The results of this computation are consistent with presence of highly connected fracture arrays within the quarry. Most of the outcrops, independently on tar distribution, are crosscut by interconnected fractures (type III). In terms of fluid flow/storage properties, we observe that the storage properties assessed to the Bolognano Fm. host rocks (MARCHEGIANI et alii 2006), who recognized mainly isolated and coupled fractures (types I and II, respectively), are not confirmed by our

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data. Conversely, we find that most of the fractures present in the two fault damage zones are interconnected fractures. FRACTURE ANISOTROPY At a large scale, we observe that hydrocarbons are present primarily within releasing jogs of left-stepping normal faults characterized by minor component of left-lateral slip. At smaller scales, we document that the structural position of small and medium faults crosscutting the carbonate damage zones plays a role for hydrocarbon migration as well. In order to better address the peculiarities of fractures containing tar residues, thanks to the knowledge we gained from this quantitative analysis, we propose the following conceptual model of fracture arrays in (i) carbonate host rocks and (ii) faulted carbonates: (i) The fracture arrays in the carbonate host rocks are mainly comprised of bed-perpendicular PS bounding oblique to bedding PS, and some bed-parallel PS. The orientation of these PS sets determines quite isotropic arrays, in which those oriented at a low-angle to the local hmax stress (inferred by comparing fracture orientation and aperture data) may form conduits to fluid flow, thanks to their opening caused by the stress conditions, whereas those at a high-angle determine fluid barriers. In this model, we propose that the bed-perpendicular and oblique sets have both negative exponential distributions, whereas the former sets have lengths up to the bed thickness while the oblique PS may have greater length values. (ii) Conversely, the fracture arrays present of the fault damage zones are characterized by a pronounced anisotropy. Based on the values of the aforementioned thresholds, we infer that tarrich faulted carbonates have HA/LA fracture lengths >0.9, and a LA/HA spacing >1.5. We infer that this geometry is due to, primarily, pronounced cracking that occurred in the faulted carbonates. Tail joints that formed within these rock volumes increased the degree of fracture connectivity, the values of fracture porosity, and the fluid transmissibility. This contributed to shift the fluid storage properties of the fracture arrays in carbonate host rocks, in which fluids accumulate within isolated or coupled fractures (MARCHEGIANI et alii 2006), to the fluid flow properties of the faulted carbonates, in which fluids circulate through interconnected fractures.

CONCLUSIONS We were able to assess the control exerted by individual fracture characteristics (length, spacing, aperture, orientation, connectivity) on the hydrocarbon migration through the carbonate fault damage zones. Based on the results of our detailed quantitative analysis, we conclude that neither the fracture length nor the fracture spacing played a role on fluid flow. Conversely, we found that hydrocarbon moved preferentially through fracture arrays characterized by a pronounced anisotropy in terms of geometry, orientation, and connectivity. This configuration enhance the fluid flow through the fractures rather than its accumulation.

REFERENCES AGOSTA F., & TONDI E. (Guest Editors) (2009) - Faulting and Fracturing in Carbonate Rocks: New Insights on Deformation Mechanisms and Petrophysical Properties. Journal of Structural Geology, special volume, in press. AGOSTA F., ALESSANDRONI M., & TONDI E. (2009) - Oblique normal faulting along the northern edge of the Majella anticline, central Italy: inferences on hydrocarbon migration and accumulation. Journal of Structural Geology, in press. ALESSANDRONI M. (2008) - Structural control on the flow and accumulation of hydrocarbons in carbonate grainstones: an example from the Bolognano Fm. (Majella Mt. Italy). Ph.D. Thesis, University of Camerino, 167 pp. AYDIN A. (2000) - Fractures, faults, and hydrocarbon entrapment, migration and flow. Marine and Petroleum Geology 17, 797-814. GRAHAM-WALL B., GIRGACEA R., MESONJESI A. & AYDIN A. (2006) - Evolution of fluid pathways through fracture controlled faults in carbonates of the Albanides fold-thrust belt. AAPG Bulletin, 90, 1227-1249. MARCHEGIANI L., VAN DIJK J. P., GILLESPIE P. A., TONDI E. & CELLO G. (2006) - Scaling properties of the dimensional and spatial characteristics of fault and fracture systems in the Majella Mountain, central Italy. In: CELLO G. & MALAMUD B. (Eds) Fractal Analysis for Natural Hazards. Geological Society of London, Special Publications, 261, 113–131. NELSON R. A. (1985) - Geologic Analysis of Naturally Fractured Reservoirs. Houston, TX. Gulf Professional Publishing. 320 pp. ORTEG O., & MARRETT R. 2000, Prediction of macrofracture properties using microfracture information, Mesaverde Group sandstones, San Juan basin, New Mexico. Journal of Structural Geology, 22, 5, 571–588 SCHLUMBERGER (2007) - www.slb.com TONDI E., ANTONELLINI M., AYDIN A., MARCHEGIANI L. & CELLO G. (2006) - Interaction between deformation bands and pressure solution seams in fault development in carbonate grainstones of Majella Mountain, Italy. Journal of Structural Geology, 28, 376-391.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 9-12, 1 f.

Deformation along the leading edge of the Majella thrust sheet, central Italy. AGOSTA FABRIZIO (*), EMANUELE TONDI (*), MARCO ANTONELLINI (**) & ATILLA AYDIN (°)

RIASSUNTO Analisi della deformazione presente lungo il fianco orientale della Montagna della Majella, Fara San Martino, Abruzzo Il fianco orientale dell’anticlinale della Majella, esposto nella zona di Fara San Martino (CH), mostra un complesso sistema di strutture tettoniche comprendendi: (i) kink band ed associate faglie inverse, (ii) faglie normali, (iii) faglie trascorrenti e (iv) fratture estensionali nei calcari di piattaforma Cretacei. In questo lavoro si documentano i meccanismi si formazione e crescita di queste strutture, così come le loro età relative. Le kink band hanno fianchi molto inclinati, sono orientate a basso angolo rispetto la stratificazione e sono localizzate al tetto di faglie inverse a basso angolo. Al contrario, le faglie normali sono ad alto angolo ed orientate parallelamente alla direzione degli strati. I due set di faglie trascorrenti sono anch’esse ad alto angolo e, pur essendosi formate attraverso meccanismi di dissoluzione per pressione associati al taglio di anisotropie preesistenti, formano una geometria coniugata di tipo Andersoniano. Gli elementi strutturali più recenti sembrano essere crack molto minuti visibili solo in pochi affioramenti. I vari set di faglie sembrano essere stati attivi più o meno contemporaneamente durante il piegamento degli strati con modalità di deformazione del tipo tri-shear.

Parole chiave: anticlinali di rampa, Montagna della Majella, deformazione dei calcari di piattaforma, Apennino centrale. Keywords: thrust-related anticline, Majella Mountain, platform carbonate deformation, central Apennines.

INTRODUZIONE Understanding the processes of faulting and fracturing provides a foundation for predictive models for faults and fractures, including their orientation, geometry, pattern, distribution, kinematics, and petrophysical properties. This knowledge is necessary for determining the structural setting of deformed rocks and regions, and for evaluating fluid flow pathways in fractured reservoirs. In some carbonate rock types, fault initiation and evolution are associated with opening-mode fractures such as joints and veins. This has been documented by _________________________________________________________ (*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Camerino. (**) Centro Interdipartimentale di Ricerca per le Scienze Ambientali, Università di Bologna. (°) Department of Geological and Environmental Sciences, Stanford University, CA, USA. Lavoro eseguito nell’ambito dei progetti: Faults & Fractures in Carbonates (Università di Camerino) e del Rock Fracture Project (Stanford University).

MOLLEMA &ANTONELLINI (1999) in dolomites, and KELLY et alii (1998), and GROSS & EYAL (2007) in limestones. The mechanisms described by these authors are similar to those deciphered in other brittle rocks. However, because carbonate rocks are prone to dissolution under common geological loading conditions in the upper crust, deformation and failure of carbonate rocks usually involve pressure solution. Recent examples of carbonate rock deformation predominantly by pressure solution, and the subsequent shearing of solution seams, can be found in ALVAREZ et alii (1978), SALVINI et alii (1999), and BILLI et alii (2003). In some cases, however, both opening and closing failure modes simultaneously played equally important roles in carbonate rock failure (WILLEMSE et alii 1997; AGOSTA & AYDIN 2006; and ANTONELLINI et alii 2008). The conditions leading to a mixed failure modes are not yet well constrained. The Majella Mountain offers an extraordinary example of a marine carbonate that include a broad sequence of the platform carbonates and associated slope and basin deposits (VEZZANI & GHISETTI 1998). All these rocks have been subsequently deformed during Apennine orogeny. Deformation of the basin and slope deposits, which consist of alternating turbiditic grainstones and micritic marls, and its spatial and temporal variations as a function of the different lithotypes were the subjects of three our recent studies (TONDI et alii 2006, ANTONELLINI et alii 2008; AGOSTA et alii 2009). In this note, we document a number of structural assemblages with an emphasis on the geometry, distribution, and formation mechanisms of faults crosscutting the platform carbonates exposed along the leading edge of the Majella thrust sheet immediately west of the town of Fara San Martino. PRINCIPAL STRUCTURAL FEATURES The study area lies along steeper frontal limb of the Majella anticline in between two spectacular gorges: Vallone Santo Spirito and Vallone Del Fossato. The area exposes carbonates of the Cima delle Murelle Formation with a bedding striking approximately N-S and dipping to the east about ~30°.Near the leading edge of the thrust sheet, the dip angle increases up to 65-85°. Although there are a few fossiliferous beds that are well-defined by their depositional features, most beds in the platform carbonates form individual mechanical layers defined by bed-parallel pressure solution seams (GRAHAM et alii 2003). It is apparent that beds are thinner and more systematic

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in the Cima delle Murelle Formation than in the Morrone di Pacentro Fm. In spite of such differences, the three mutually orthogonal sets of pressure solutions, are present, in varying degrees, within both formations. These three orthogonal sets consist of one bed-parallel and two bed-perpendicular pressure solution seams (PS). The former elements have spacing typically on the order of 0.5 cm to 20 cm, lengths up to 10’s of meters and define the mechanical layering of the otherwise massive carbonate rocks. Considering the two orthogonal sets of PS perpendicular to the depositional and mechanical, the E-W PS are more continuous than the N-S oriented PS. The latter set is generally, but not always, younger and truncates against the other sets; for this reason, it results shorter than the E-W PS. Spacing of both bedperpendicular sets is smaller than the thickness of the mechanical layers in which they occur. The quality of the outcrops that we have examined is very good, but the field work in the study area resulted highly challenging due to the steep topographic gradient (nearly 1 km/1 km). Thus, these barren slopes, often defined by smooth and slippery pavements dipping higher than 35°, demanded from geologists a tiresome struggle against the gravity at all times. Also, the aerial photography is prone to significant distortion due to high slope. Therefore, we relied on ground photographs and detailed sketches for structural documentation. The study area displays a series of kink bands and numerous faults with a variety of orientation, kinematics, and distribution patterns: (i) thrust faults confined within the steeper limb of kink bands approximately in strike-parallel orientation, (ii) normal faults distributed throughout the eastern slopes of the Mountain and, approximately, strike-parallel dipping generally down slope, (iii) left-lateral faults at high-angle to the front, and right-lateral faults at an acute angle to them, (iv) minor hairline cracks. The relations among these structural features are reported in the conceptual model of Fig. 1. (i) Kink bands and associated thrust/reverse faults Perhaps one of the most intriguing types of structures displayed along the eastern forelimb of the Majella anticline is a series of kink bands and the associated thrust/reverse faults and brecciated zones. These structures have attracted little attention in literature in spite of the fact that, together with the three mutually orthogonal sets of pervasive pressure solution systems, they represent the actual contraction structures of the Majella thrust sheet besides the major anticline itself. Two major continuous kink bands (labeled, from east to west, as K1 and K2) and three short and discontinuous kink bands are all sub parallel to the projected frontal thrust at the base of the eastern slope of the Mountain. The kink bands are monoclinals in which the dip angles of the beds reach 900 , if not overturned in a few locations. Because the east facing, steeper limbs of the kink bands are the locations of greater internal deformation, we identified the approximate boundaries of these zones by the antiformal and synformal axes along the two major kink bands, K1 and K2. The antiformal axis of the kink band K2 is somewhat irregular and is less certain to define, whereas the synformal axis is extremely sharp and well-defined. The kink band geometry indicates top-to-east shearing, which is consistent with the overall transport direction of the Majella thrust sheet.

The steeper limb of the kink band is composed of mechanical beds dipping to the east of an angle greater than 550. The width of the steeper limb shows some variability but, on average, falls between 10 and 30 m. We estimate a top-to-east offset across each of the two major bands of about 100 m. This offset was established by considering both bedding attitudes and thickness of the kink bands. The large faults, primarily characterized by a thrust/reverse sense of slip, within K2 are quite discontinuous but can be mapped in the field. Although the mechanical beds are generally recognizable along K2, they are highly deformed by sheared, pre-existing PS and additional splay oblique PS. The easternmost kink band (K1), south of Vallone Del Fossato, near the projected location of the main frontal thrust underlying the Majella sheet, shows localized narrow zones of fragmented and brecciated rocks along the steeper forelimb of the kink structure. The antiformal fold axis is well-rounded but still easily identifiable. Some reverse faults and breccia pockets characterized by various degrees of deformation intensity can be observed along the steeper limb. Several reverse high-angle faults, locally utilizing pre-existing bed-parallel PS as well as the oblique PS, are also present along the steeper limb. The oblique PS are in an orientation indicating top-to-the-east motion along the fault. Numerous examples of oblique pressure solution seams emanating from the high-angle slip surfaces, indicating reverse sense of slip, have also been observed in Vallone Del Fossato, about 200 m to the north of this location. About 100 m to the south, the steep K1 forelimb is nearly upright to overturned and interlaced by high-angle faults, which locally follow bed-parallel and oblique solution surfaces. These high-angle faults, along with multiple sets of pressure solution seams (three orthogonal sets plus oblique sets), weaken parts of the fold limb to a degree to brecciate the rock. The welldeveloped breccia pocket, whose thickness is at least 30 m, is the location of a series of catchments that provide water for the pasta factories nearby. The eastern boundary of this breccia zone is covered by, and may possibly merge into, the main thrust bounding the Majella sheet. If mergence is the case, the kink bands along the forelimb of the Majella anticline may be analogs of imbricate thrusts emanating from the basal thrust. Based on both breccia thickness, which is assumed to be the central steep limb of the kink band, and bedding orientation, >850, the amount of top-to-east motion associated with the kinks alone may be, at least, a few hundred meters. (ii) Normal faults A system of normal faults with traces parallel to the strike of the bedding pervasively occurs in the study area. A majority of the normal fault planes is oriented down-dip with respect to bedding, but some, the smaller ones, are also oriented up-dip (antithetic). In the following paragraphs we report the main results of a few selected examples previously studied along the eastern limb of the Majella anticline by GRAHAM et alii (2003). The authors proposed a mechanism for the initiatiiion and growth of normal faults in the Cretaceous platform carbonates, which consist on the shearing of the pre-existing bed-parallel and bed-perpendicular, strike-parallel pressure solution seams propelled by flexural folding. Shearing across these PS sets produced oblique splay PS that, eventually, linked the preexisting structures from one mechanical layer to the adjacent

DEFORMATION ALONG THE LEADING EDGE OF THE MAJELLA THRUST SHEET, CENTRAL ITALY.)

ones. The oblique PS played an important role in the initiation and growth of the normal faults along the leading edge of the thrust sheet. This set formed at an angle ranging from 30° to 75° to the two aforementioned orthogonal sets, and typically truncates against them. The oblique set is commonly located at their contractional quadrants, and around geometric complexities, but it has also found elsewhere along the length of the bed-parallel seams. These oblique PS, along with the sheared pre-existing PS, fragmented the rock to make it weak enough to form through-going normal fault zones. The thick carbonate packages presumably deformed due to flexural-slip along the bed-parallel solution surfaces. As tilting and rotation of the beds continued, bed-parallel slip proceeded producing numerous oblique PS that connected bed-parallel PS and bed-perpendicular, strike-parallel PS. These discontinuities fragmented the rock in pockets that localized both within and at the interfaces of the mechanical layers. These weak zones eventually coalesced across mechanical layer boundaries, leading to the development of one or more thorough-going slip surfaces flanking fine-grained fault rocks. There exists a set of antithetic normal faults, which occur along the PS perpendicular to bedding and parallel to the strike of the beds. One more set, which does not fit the normal fault group characterized earlier, it is also recognized. Based on the intersection relations, they appear to be the oldest set. Only one relatively larger strike-slip fault appears to cut across, with complex intersection geometries, at two locations displacing these normal faults. The earlier normal faults have low-angle dips at present time, intersect the bedding at about 60°, and probably formed when the beds were flat. Normal faults in similar relationship to the tilted beds were also reported by MARCHEGIANI et alii (2006) from different parts of the eastern front of the Majella Mountain. (iii) Strike-slip faults Strike-slip faults in the study area are organized in, at least, two major sets. One set of these faults is about vertical, trends almost E-W, and is characterized by left-lateral slip. The other set trends NE, oblique to the first set at angle of about 20-500, and shows right-lateral kinematics. The first set is generally better developed and controls the site of the second set. The localization of the right-lateral set in between sub parallel leftlateral faults, as well as only on one side of them is clear at a large scale. The acute intersection angle between the left-lateral and right-lateral faults is reminiscence of that between a shear fracture and its splays. A third set, which is merely a lineament, is spatially related to the first set. Unfortunately, neither the sense nor the amount of slip are shown. It is difficult to determine the slip across many of these strike-slip faults because of the lack of marker beds and limited accessibility. Nevertheless, at one location near the end of a left-lateral fault, a fossiliferous bed has been displaced by about 7.5 to 8m. The fault core at this location includes a brecciated fault rock of about 0.5m in thickness, which is comparable to that expected from a fault with 5 to 20m slip range (ANTONELLINI et alii, 2008). Considering that this fault appears to die out to the east, the maximum slip near the center of this fault should be significantly greater than 8m. Detailed observations and maps of the two sets of strike-slip faults suggest that they occur in a hierarchical order. In a

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detailed view, the abutting relationships appear to be mutual. Kinematical relations observed in the field (opposing sense of slip) indicate the hierarchical formation of multiple generations of faults with intersection angles comparable to those between primary shear fractures and their secondary splay pressure solutions (FLETCHER AND POLLARD, 1981). We refer to this kind of strike-slip network as an “apparent conjugate” pattern in order to distinguish it from the Andersonian fault model, which has different implications for the mechanics and evolution of the fault systems. The pattern we documented developed by shearing of E-W oriented, bed-perpendicular, cross pressure solution system with formation of oblique splay solution seams, and subsequent shearing of these splay features. (iv) Minor hairline cracks On one cleaned and polished pavement (courtesy of Eni Agip) cropping out right at the entrance of the Vallone Santo

Fig. 1 – Conceptual model representing the relations among the structural features documented along the trailing edge of the Majella thrust sheet (note that pss stands for pressure solution seams).

Spirito, some cracks with apparent opening and local shearing are present. These cracks are short and discontinuous, and cannot be seen anywhere else. This limited site observation indicates that they are younger than bed-perpendicular PS and sheared bed-perpendicular PS. Based upon the drastically different failure mode from all other structures we described before, it is likely that these cracks are the youngest structural features, possibly due to the latest uplift and down faulting. CONCLUSIONS We have described a rich variety of structures within the Cretaceous platform carbonates exposed along the frontal eastern limb of the Majella Anticline, immediately above the leading edge of the underlying thrust fault. These are pressure solution seams (PS), normal and strike-slip faults, kink bands and related reverse/thrust faults, and some minor hairline cracks. The assemblages of the three mutually orthogonal PS are of pre tilting origin, and are instrumental in the formation of all three major types of faults as well as of the kink bands.

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AGOSTA ET ALII

The opening-mode cracks are the youngest structural features, and are minor in terms of spatial frequency and magnitude of strain that they accommodate. On the other hand, the three mutually orthogonal PS belonging to the pre-tilting phase are the most crucial structural elements, which introduced the initial mechanical anisotropy, or weak planes, within the massive platform carbonates. In the study area, they instigated all three types of synorogenic faults, as well as led to kink bands formation. The bed-parallel PS created the mechanical bedding within the platform carbonates and are responsible for two of the most intriguing structures described in this paper, kink bands and normal faults. Also crucial in terms of the developmental process of the faults, are the two orthogonal transverse sets of PS perpendicular to the mechanical beds: one parallel to the strike and the second one to the dip direction. Shearing across the bed-perpendicular strike-parallel PS is thought to be responsible for the formation of normal faults the context of flexural-slip of the Majella anticline forelimb. On the contrary, shearing across the bed-perpendicular, dip-parallel PS is assumed to be responsible for strike-slip fault formation. Strike-slip faults occur hierarchically in two sets, which form in an apparent conjugate pattern. The two mechanisms that produced this pattern are the following: (1) shearing of the bedperpendicular, dip-parallel PS with right- or left-stepping patterns, and (2) shearing of the bed-perpendicular, dipparallel PS and associated splaying, and subsequent shearing of these splays with an opposite sense of slip. The spatial relationship between the frontal thrust and the sub-parallel kink bands in the hanging wall is kinematically and geometrically consistent except where the boundary has been obliterated by younger faults. Development of breccia zones along the steeper limb of the kink bands, and of high-angle thrust faults therein, is also consistent with the contractional nature of deformation along the leading edge of a thrust sheet.

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 13-16, 4 ff.

Il ruolo dell’eredità strutturale nello sviluppo della catena appenninica: l’esempio della Montagna Grande e del Monte Genzana (Appennino Centrale Abruzzese) AGOSTINI S.(*) & CALAMITA F. (*)

ABSTRACT The role of structural inheritance on the development of Apennine chain: an example from Montagna Grande and Monte Genzana in the Abruzzi region (Central Apennines) In the Marsica area of the Abruzzi region (Central Apennines), geological and structural study carried out in this paper allowed us to characterize the high angle faults, which juxtaposed the Messinian siliciclastic deposits to the Jurassic-Cretaceous carbonate succession, as Miocene pre-thrusting normal faults related to foredeep basin flexural process. These syn-orogenic normal faults have NW-SE, NNW-SSE attitude, parallel to the Montagna Grande and Monte Genzana fold axial trend, a length of about 15 km and a maximum displacement of about 1.5 km. Surface data integrated with sub-surface information allowed us to recognized Miocene normal faults rotated, until to assume an apparent high angle reverse attitude (Monte Genzana Fault), and displaced during Messinian-early Pliocene thrust and back-thrust propagation, according to a shortcut trajectory and development of characteristic buttressing structures. The reconstructed kinematic and dynamic relationship between thrusts and Miocene Normal faults has been validated in the restored template of the geological sections, that allowed us to evaluate a maximum shortening value between the Montagna Grande and Monte Genzana anticlines of about 3 km and to reconstruct an inversion tectonic model characterized by a shortcut trajectory of thrusts across high angle Miocene syn-orogenic normal faults which controlled the physiography of the Messinian foredeep basin and represent the high angle faults outcropping in the studied area.

Key words: Central Apennines, inversion tectonics, structural inheritance. INTRODUZIONE Nella catena dell’Appennino centrale abruzzese, le relazioni geometriche tra le strutture della Montagna Grande e del Monte Genzana sono state associate alla presenza di sovrascorrimenti regionali caratterizzati da importanti entità di raccorciamento (CRESCENZI & MICCADEI, 1990; D’ANDREA et alii, 1992; PATACCA et alii, 1992; MICCADEI, 1993) o di sovrascorrimenti locali con raccorciamento conservativo di qualche chilometro (BENEO, 1938; COLACICCHI, 1967), caratterizzati da traiettorie di shortcut attraverso faglie normali giurassiche connesse allo sviluppo del paleomargine (PACE et alii, 2005). Diversamente, _________________________ (*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Chieti e Pescara, via dei Vestini 30, 66013 Chieti Scalo (Chieti), Italy e-mail: [email protected]

CORRADO et alii (1996) evidenziano nella stessa area faglie ad alto angolo connesse ad una tettonica trascorrente sin- e postcatena. PATACCA et alii (1992) hanno attribuito al bacino di avanfossa del Monte Genzana una posizione più interna rispetto a quello della Montagna Grande con forte traslazione dall’unità Gran Sasso – Genzana. Recentemente PATACCA & SCANDONE (2007) attribuiscono la Montagna Grande e il Monte Genzana allo stesso dominio di avanfossa e alla stessa unità tettonica. Lo studio geologico-strutturale condotto in questo lavoro è stato finalizzato a caratterizzare le relazioni tra le strutture della Montagna Grande e del Monte Genzana allo scopo di portare un contributo alla definizione dei rapporti tra le strutture della catena centro-appenninica e le faglie normali presovrascorrimento (eredità strutturale), fondamentale nella valutazione dello stile tettonico e dell’entità di raccorciamento della catena. ASSETTO STRUTTURALE Le strutture della catena centro-appenninica coinvolgono le successioni triassico-mioceniche di piattaforma carbonatica persistente e di scarpata-bacino associate e i depositi silicoclastici di avanfossa messiniano-pliocenici, progressivamente più recenti verso l’avampaese adriatico. Nell’Appennino abruzzese, i sovrascorrimenti e le pieghe associate hanno un andamento NW-SE e si raccordano alla rampa obliqua Sangro-Volturno ad andamento NNE-SSW, che caratterizza l’arco dell’Appennino centro-settentrionale (CALAMITA et alii, 2004). In questo lavoro sono state analizzate le strutture della Montagna Grande e del Monte Genzana che coinvolgono rispettivamente la successione di piattaforma carbonatica-scarpata e di scarpata-bacino pelagico e i sovrastanti depositi silicoclastici di avanfossa messiniani pre- e sin-evaporitici. Si tratta di monoclinali carbonatiche ad immersione a NE, con strati che progressivamente verso nordest assumono una maggiore pendenza sino a circa 70 gradi, sovrascorse verso NE sui depositi silicoclastici. Verso ovest, tali monoclinali sono a contatto tettonico, lungo faglie regionali ad alto angolo di pendenza e andamento NW-SE, con i depositi silicoclastici messiniani. Nell’ambito di tale assetto monoclinalico, gli strati della successione carbonatica assumono localmente immersione a SW evidenziando blande anticlinali ad andamento assiale NW-SE, con un fianco sud-

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S.AGOSTINI & F.CALAMITA

Fig. 1 – Schema strutturale e sezioni geologiche dell’area in esame realizzati integrando i dati presentati in questo lavoro con quelli bibliografici (BENEO, 1938; COLACICCHI, 1967; CRESCENZI & MICCADEI, 1991; MICCADEI, 1993; PACE et alii, 2001). - Structural sketch and geological sections of the studied area reconstructed also using published data (BENEO, 1938; COLACICCHI, 1967; CRESCENZI & MICCADEI, 1991; MICCADEI, 1993; PACE et alii, 2001).

occidentale poco sviluppato. L’assetto geologico-strutturale ricostruito in questo lavoro integrando i dati bibliografici (BENEO, 1938; COLACICCHI, 1967; CRESCENZI & MICCADEI, 1991; MICCADEI, 1993; PACE et alii, 2001) è schematizzato nella Fig. 1. Le sezioni geologiche e le relative retrodeformate hanno consentito di definire le relazioni geometriche tra le strutture della Montagna Grande e del Monte Genzana e di caratterizzare i contatti tettonici ad alto angolo seguibili a scala regionale tra la successione carbonatica e i depositi silicoclastici messiniani (Fig. 1). La successione carbonatica della Montagna Grande è

generalmente sovrascorsa sui depositi silicoclastici messiniani, ad eccezione del tratto in prossimità di Anversa degli Abruzzi, ove si osserva un passaggio stratigrafico (Fig. 1). I depositi silicoclastici, caratterizzati da una ripetizione marcata dalla presenza dei calcari miocenici in strati subverticali, sono coinvolti in strette pieghe e vengono a contatto con la successione carbonatica del Monte Genzana lungo una faglia inversa (faglia La Difesa) ad alto angolo immergente a NE, caratterizzata dai dati di sottosuolo (BENEO, 1938). Essa è parte integrante del sistema di faglie che delimitano a SW la struttura del Monte Genzana e si segue con continuità verso sud fino a Frattura, ove è costituita da una faglia normale

IL RUOLO DELL’EREDITÀ STRUTTURALE NELLO SVILUPPO DELLA CATENA APPENNINICA: L’ESEMPIO DELLA MONTAGNA GRANDE E DEL MONTE GENZANA (APPENNINO CENTRALE ABRUZZESE)

Fig. 2 – a) Piano di faglia La Difesa-Genzana (F) dislocato da piani coniugati inversi associati al buttressing (I); b) dettaglio dei piani coniugati (I); c) scarpata di faglia che suggerisce un attività quaternaria per la faglia La Difesa-Genzana. - a) La Difesa-Genzana fault plane (F) displaced by conjugate reverse mesofaults(I) as effect of buttressing; b) close-up showing the conjugate reverse planes (I); c) fault scarp suggesting quaternary activity of La Difesa-Genzana fault.

immergente a SE con circa 40 gradi di pendenza (Fig. 2). Il piano di faglia è dislocato da mesofaglie coniugate inverse, interpretabili come strutture da buttressing connesse al ruolo di ostacolo della faglia stessa durante lo sviluppo dei piani di sovrascorrimento (Figg. 2a e 2b). Alla faglia si associa una scarpata di faglia connessa alla sua riattivazione quaternaria, responsabile del tilting dei depositi continentali quaternari di Frattura (Fig. 2c). L’insieme dei dati descritti consente di caratterizzare la faglia La Difesa-Genzana come una faglia normale miocenica, contemporanea alla deposizione dei depositi silicoclastici messiniani e connessa alla flessurazione dell’avampaese, ruotata fino ad assumere un apparente carattere inverso (faglia La Difesa) e dislocata dai motivi inversi a basso angolo, sviluppati durante la strutturazione della catena (Messiniano post-crisi di salinità-Pliocene) e riutilizzata dove ha conservato una giacitura compatibile con l’estensione

quaternaria (loc. Frattura). In tutta l’area esaminata sono stati osservati numerosi sistemi di faglie inverse coniugate interpretate in questo lavoro come sistemi di faglie normali ruotate, attribuibili all’estensione associata alla flessurazione dell’avanfossa messiniana. Al top delle calcareniti mioceniche affioranti lungo la sezione BB’ si riconosce un sistema coniugato di mesofaglie con lunghezza nell’ordine del metro e dislocazione centimetrica. Tali strutture presentano una superficie stilolitica che ne documenta un processo di dissoluzione per pressione successivo al loro sviluppo (Fig. 3). L’insieme dei dati e delle ricostruzioni ha vincolato l’esecuzione della sezione B-B’ di Fig. 1, che consente di stimare una entità di raccorciamento tra la Montagna Grande e il Monte Genzana di circa 1.5. Inoltre, la retrodeformazione della sezione permette di valicare l’evoluzione ricostruita in questo lavoro. Nel settore più meridionale dell’area, compreso tra il Monte Marsicano e Monte Greco, il presente studio ha messo in evidenza che tali strutture sin-sedimentarie mioceniche rappresentano la riattivazione di faglie normali preorogeniche (Fig. 1, sezione D-D’). La retrodeformazione della sezione geologica (Fig. 1 sezione d) ha consentito di stimare entità massima di raccorciamento tra la Montagna Grande e il Monte Genzana di circa 2.5 km e di confermare che i contatti tettonici ad alto angolo sono rappresentati dalle faglie normali mioceniche. L’attività di tali strutture ha portato allo sviluppo di megabrecce carbonatiche, rinvenibili nei depositi silicoclastici messiniani, ed è connessa all’estensione flessurale dell’avampaese. CONCLUSIONI

Fig.3 - Mesofaglie (F), caratterizzate da superfici stilolitiche, che dislocano la superficie di strato (S0) delle calcareniti mioceniche. - Mesofaults (F), characterized by stylolithic surfaces, that displaced the bedding (S0) of Miocene calcarenites.

Le relazioni geometriche tra le strutture della catena centroappenninica abruzzese della Montagna Grande e del Monte Genzana sono state diversamente interpretate dagli autori, che hanno dato particolare significato a motivi di sovrascorrimento con forti entità di raccorciamento (D’ANDREA et alii, 1992) o

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S.AGOSTINI & F.CALAMITA

sovrascorrimento e retroscorrimento attraverso le faglie normali pre-sovrascorrimento con sviluppo di anticlinali di short-cut. BIBILIOGRAFIA BENEO E. (1938) - Insegnamenti di una galleria a proposito della tettonica nella Valle del Sagittario (Appennino Abruzzese). Boll. R. Uff. Geol. D’It., 65, 1-10.  CALAMITA F., VIANDANTE M.G. & HEGARTY K. (2004) Pliocene-Quaternary burial/exhumation paths of the Central Apennines (Italy). Boll. Soc. Geol. It., 123 , 503512. Fig.4 - a) Sistema coniugato di faglie normali alla mesoscala connesso all’estensione associata alla flessurazione dell’avanfossa; b) con l’inizio della fase compressiva le discontinuità preesistenti hanno agito come precursori fragili ai fenomeni di presso-soluzione; c) situazione attuale a seguito della rotazione connessa al piegamento. a) development of normal faults sistem during foreland-foredeep evolution; b) the pre-thrusting meso-faults assumed the role of brittle precursor localizing subsequent pressure-solution deformation documented by stylolithes; c) present day attitude related to folding.

con entità molto conservativa (COLACICCHI, 1967). Le geometrie ad alto angolo riscontrabili in tale settore della catena hanno portato altri autori a dare particolare risalto alla tettonica trascorrente sin- e post-catena (CORRADO et alii, 1996). Lo studio geologico strutturale condotto in questo lavoro ha consentito di evidenziare per le faglie ad alto angolo, che pongono a contatto i depositi silicoclastici messiniani con le successioni carbonatiche, un carattere principalmente normale, una entità di rigetto massima dell’ordine di 1500 metri, una lunghezza massima di circa 15 Km ed un età miocenica sin-depositi silicoclastici stessi (Fig.1). Tali faglie pre-sovrascorrimento sono state ruotate durante la strutturazione della catena fino ad assumere un apparente carattere inverso (come evidente per la Faglia La Difesa), dislocate da piani di sovrascorrimento e retroscorrimento a basso angolo e riutilizzate durante la tettonica distensiva quaternaria (loc. Frattura). Ad una scala di maggior dettaglio, il suddetto contesto di tettonica d’inversione è documentato dalla presenza di superfici stitlolitiche lungo i piani di faglia centimetrici con attuale giacitura inversa (Fig. 3). Questi sono interpretabili come un sistema di faglie normali, ruotato durante lo sviluppo della catena, che ha agito come un precursore fragile (sensu MANCKTELOW & PENNACCHIONI, 2005) nella localizzazione della dissoluzione per pressione, durante la fase iniziale di raccorciamento (Fig. 4). Nel settore più meridionale dell’area (compreso tra il Monte Marsicano e Monte Greco) il presente studio ha messo in evidenza che tali strutture sinsedimentarie mioceniche rappresentano la riattivazione di faglie normali pre-orogeniche (Fig. 1, sezione D-D’). La retrodeformazione delle sezioni geologiche (Fig. 1) ha consentito di validare l’interpretazione proposta, mettendo in evidenza una entità massima di raccorciamento tra la Montagna Grande e il Monte Genzana dell’ordine di qualche chilometro. Infine il modello di tettonica d’inversione proposto considera una traiettoria in short-cut a basso angolo dei piani di

COLACICCHI R. (1967) - Geologia della Marsica Orientale. Geologica Romana, 6, 189-316. CORRADO S., MICCADEI E., PAROTTO M. & SALVINI F. (1996) Evoluzione tettonica del settore di Montagna Grande (Appennino Centrale): il contributo di nuovi dati geometrici, cinematici e paleogeotermici. Boll. Soc. Geol. It., 115, 325-338. CRESCENZI B. & MICCADEI E. (1990) - Nuovi dati sull’assetto geologico-strutturale della Marsica nord-orientale (Abruzzo, Appennino Centrale). Mem. Soc. Geol. It., 45, 555-562. D’ANDREA M, MICCADEI E. & PRATURLON A. (1992) Rapporti tra il margine orientale della piattaforma LazialeAbruzzese ed il margine occidentale della piattaforma Morrone-Pizzalto-Rotella. Studi geologici Camerti, Vol. sp. 1991/2, CROP 11, 389-395. MICCADEI E. (1993) - Geologia dell’area Alto Sagittario-Alto Sangro (Abruzzo, Appennino Centrale). Geologica Romana, 29, 463-481. MANCKTELOW N.S. & PENNACCHIONI G. (2005) - The control of precursor brittle fracture and fluid–rock interaction on the development of single and paired ductile shear zones. Journal of Structural Geology, 27, 645-661. PACE B., DI MATTEO P., BONCIO P. & LAVECCHIA G. (2001), Considerazioni sull’evoluzione geologica della Marsica Sud-Orientale (Abruzzo, Appennino Centrale) sulla base di un’analisi integrata di dati stratigrafici e strutturali. Boll. Soc. Geol. It., 120, 139-150. PATACCA E. & SCANDONE P. (2007) Geology of the Southern Apennines. Boll. Soc. Geol.It., Spec. Issue No. 7, 75-119. PATACCA E., SCANDONE P., BELLATALLA M., PERILLI N. & SANTINI U. (1992) La zona di giunzione tra l’arco appenninico settentrionale e l’arco appenninico meridionale nell’Abruzzo e nel Molise. Studi geologici Camerti, Vol. sp. 1991/2, CROP 11, 417-441.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 17-20, 3 ff.

Reconstruction of pre-thrusting basin architecture: the contribution of the 3D modelling approach RICCARDO AQUÈ (*) & ENRICO TAVARNELLI (*)

Applicazione di tecniche di modellizzazione 3D nella ricostruzione delle geometrie pre-thrust dei bacini distensivi Nella catena a pieghe e sovrascorrimenti umbro-marchigiana sono descritti numerosi casi di inversione tettonica positiva; esempi chiari derivano dalla zona compresa tra la conca di Rieti e la Valnerina, dove le formazioni mesozoiche e cenozoiche affiorano con buona continuitá. Studi di dettaglio sulle relazioni di sovrapposizione delle strutture e sulla loro cinematica hanno permesso di ipotizzare che le strutture distensive rifeiribili alla tettonica sinsedimentaria giurassica e cretaceo-paleogenica hanno influenzato la localizzazione e lo sviluppo dei sovrascorrimenti durante la tettonica compressiva neogenica, producendo pattern di deformazione caratteristici, che appaiono controllati dalla geometria delle strutture piú antiche. Mediante l’applicazione di tecniche di bilanciamento e retrodeformazione sequenziale in due e tre dimensioni, sono state acquisite ricostruzioni palinspastiche che descrivono la geometria tridimensionale dell’area di studio: queste mostrano importanti variazioni dell’architettura dei bacini pre-orogenici durante i vari stadi evolutivi della tettonica compressiva neogenica. Questo contributo offre un esempio di applicazione di modellizzazione e analisi tridimensionale, che puó essere utilizzato per testare la coerenza geometrica in casi di tettonica da inversione positiva.

Key words: Appennino settentrionale, modellizzazione 3D, retrodeformazione, bilanciamento. INTRODUCTION Similarly to many other fold-and-thrust belts, the Northern Apennines are an orogenic belt developed at the expenses of an early passive margin, where tectonic depressions and seamounts locally determined abrupt thickness changes in the sedimentary successions; the architecture of precursor rift basins often controlled the geometry of fold-and thrust systems (e.g. GILLCRIST et alii, 1987). Although many examples in literature depict cases of positive inversion tectonics, or different degrees of deformation overprint, the modification in space and time of precursor rift-basin geometries is not extensively documented in published accounts. The three-dimensional (3D) reconstruction of complex geological settings and of original, pre-thrusting basin geometry is one of the challenges for modern structural geology. It has indeed a critical role in many industrial applications, such as in _________________________ (*) Dipartimento di Scienze della Terra, Universitá di Siena. Via Laterina, 8. 53041 Siena (Italy) – e-mail: [email protected]

Fig. 1 – Location (a) and geological sketch (b) of the study area.

the hydrocarbon exploration (e.g. CLARKE et alii, 2006). 3D modelling techniques provide tools for an enhanced understanding of the evolution of structurally complex domains, and for the validation of paleogeographic reconstructions. In combination with classical 2D restoration techniques, 3D modelling allows to better constrain the otherwise not always clear mean direction of tectonic transport, the kinematics and the internal consistency of interpreted geometry of investigated structures. By back-stripping the deformation (tectonics and compaction), it is possible to reconstruct a set of pre-deformation templates depicting the tectonic evolution through time (i.e. ROUBY et alii, 2000; CALCAGNO et alii, 2007). These computations may also be used to provide semi-quantitative estimates of tectonically relevant parameters (e.g. DEE et alii, 2005). By using commercial specific softwares to produce balanced cross-sections and inferred 3D reconstructions

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R. AQUÉ & E. TAVARNELLI

(2Dmove, Gocad), we modelled a portion of the UmbriaMarche fold-and-thrust belt, in order to infer the pre-thrusting geometry of the Mesozoic-Cenozoic extensional basins and test the applicability of existing computer tools in areas that have experienced the effects of positive tectonic inversion. GEOLOGICAL OUTLINE The Umbria-Marche zone is located in the outer zone of the Northern Apennines, which is an arcuate fold and thrust belt (Fig. 1a), formed during the Neogene-Quaternary as a consequence of the closure of the Ligurian ocean, a branch of the Mesozoic Thethys, and the subsequent collision between the Corsica-Sardinia block and the Adria promontory (BOCCALETTI et alii, 1980). The Meso-Cenozoic sequence consists on Upper Triassic evaporites and lower Liassic platform limestones grading to Liassic-Tertiary pelagic carbonates. An intense Jurassic synsedimentary extensional event determined the development of fault-related depressions and isolated seamounts, respectively seat of deposition of complete and condensed successions (e.g. CENTAMORE et alii, 1971; ALVAREZ, 1989); analogous synsedimentary activity is recorded during the Early Cretaceous and CretaceousPaleogene intervals (MICARELLI et alii., 1977; DECANDIA, 1982). From Late Miocene onwards, the region underwent a positive tectonic inversion process that determined the development of the fold-and-thrust belt. The Late Triassic evaporites were kinematically activated as a major detachment layer, allowing for the partial decoupling of the sedimentary cover from the underlying basement; according with palaeomagnetic evidence (CHANNELL et alii., 1978) the present-day arcuate shape of the Apennines may results from oroclinal bending of an originally linear fold-and-thrust belt. In the study area, the accurate reconstruction of the structural setting, cross-cut relationships and timing of the deformation, was inferred by using field data, map analysis and cross-section balancing techniques (TAVARNELLI, 1996a, b). The structural overprinting relationships among the investigated thrusts made it possible to infer a general piggyback thrusting sequence, with new thrust faults to the East, developed in the footwall of formerly emplaced thrust sheets, in the West. This allowed to sequentially remove the effects of the deformation for progressively older structures, and to backstrip the thrust sheets in sequential evolutionary steps, in order to reconstruct a viable pre-thrusting template.

3D MODELING Four balanced cross-sections (fig.2) have been drawn, providing the initial skeleton for 3D modelling, together with the map trace of the major tectonic features. The cross-sections and the geological map have been digitized and geo-referred in 2D-Move™. Starting from the inferred geometries, a coherent 3D model was built in Gocad™ (Fig. 3a). The surfaces represent post-thrust normal faults, thrust planes, and pre-thrust

Fig. 2 – Balanced cross-sections showing key beds and restored templates, with length-shortening calculation (after TAVARNELLI, 1996a).

normal faults, and five key stratigraphic surfaces, from bottom; the base and top of the Calcare Massiccio fm. (Lower Liassic), the base of the Maiolica fm. (Titonian), the base and the top of the Marne a Fucoidi fm. (Upper Albian-Lower Cenomanian). The main pre-thrusting normal faults have been projected using their map and cross-section traces, keeping into account the thickness variation of the selected stratigraphic reference; the complete detail of the condensed and complete stratigraphic sequence was considered in cross-section only. The initial model shows the final state of deformation, and

RECONSTRUCTION OF PRE-THRUSTING BASIN ARCHITECTURE

was used to test the geometrical consistency of the cross-

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thrust belts, provides effective tools to unravel the geometry of the pre-thrusting geometries and depict the architecture of the sedimentary basins. Even if the surface restoration techniques are strongly dependent from the reconstructed surface geometry (i.e. the mesh of the surface and the obtained cutoffs along a fault surface), the results are comparable to the calculations obtained from classical 2D balancing techniques. The results of this work seem to encourage for further applicability of similar methods to other areas of the Northern Apennines, and to geologically complex areas in general. REFERENCES ALVAREZ W. (1989) - Evolution of the Monte Nerone seamount in the Umbria-Marche Apennines: 2 - Tectonic control of the seamount-basin transition. Boll. Soc. Geol. It., 108 (1), 23-39.

Fig. 3 – Top: Initial 3D model after the removal of the late normal faults. Bottom: restored top of Marne a Fucoidi fm. and buried basin architecture; the effect of the Jurassic normal faults is visible.

sections. After the removal of the main post-thrusting normal faults, the compressive deformation has been sequentially removed in both cross-sections and 3D model, to obtain a set of models that illustrated sequential steps of deformation through time. In this exercise, an additional horizon, roughly coincident with the Oligocene, was used as further reference, in order to complete the model and to provide a first surface to be flattened in the sequential restoration, as this marker is considered little affected by pre-orogenic synsedimentary deformation. The restoration of the surfaces was performed in Gocad™ by using a research plugin (Muron, 2005, 2006); the method allows to flatten a folded horizon and fill the gap between hanging-wall and footwall cutoffs, similarly to the surface restoration that can be performed through other commercial software (e.g. Kine-3D, 3D-Move). The constraints for the restoration are imposed systematically to progressively deeper surfaces, which are restored to an ideal undeformed state (i.e. flattened, unfaulted), by joining the hanging-wall and footwall cutoffs. During restoration, the stratigraphic thickness between surfaces is maintained by additional thickness constraints. The result is a progressively restored template under the reference top stratigraphic surface, highlighting the buried geometry and finally depicting an approximation of the basin geometry at the time of deposition (Fig.3b). During restoration, a set of tectonically relevant parameters are computed, such as fault displacement, area dilatation, surface curvature, strain directions, etc. Such parameters can be used for further analysis, i.e. predict areas of expected intense fracturation (e.g. ROYER, 2006). CONCLUSIONS The combination of balanced cross-sections, 3D modelling and restoration techniques, sequentially applied to fold-and-

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R. AQUÉ & E. TAVARNELLI

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 21-22, 1 f.

The tectonic evolution of the Pisa-Viareggio basin: implications for the Neogene basins of Tuscany ANDREA ARGNANI (*) & SERGIO ROGLEDI (**)

RIASSUNTO Evoluzione tettonica del bacino di Pisa-Viareggio: implicazioni riguardanti i bacini neogenici della Toscana Il bacino di Pisa-Viareggio e’ il piu’ settentrionale dei grandi bacini neogenici toscani, ed e’ riempito da ca. 3 km di sedimenti cha vanno dal Miocene superiore al Quaternario. La sua evoluzione tettonica e’ stata studiata utilizzando profili sismici multicanale e pozzi per l’esplorazione, unitamente a carte geologiche di dettaglio (LAZZAROTTO et alii, 1990) nella parte meridionale. Il bacino mostra una chiara origine estensionale, con una grande faglia bordiera immergente verso ovest posta nel sottosuolo della pianura di Pisa-Viareggio. Tuttavia, nella sua parte meridonale il bacino e’ stato soggetto a raccorciamenti e a una marcata tettonica di inversione che ha portato alla formazione dei Monti di Livorno. E’ interessante notare che a sud del bacino di Pisa-Viareggio si colloca il dominio dei bacini neogenici toscani, la cui origine e’ dibattuta e il cui riempimento sedimentario e’ deformato, talora intensamente.

Key words: basin inversion, post-orogenic extension, seismic profiles, Tuscany.

Tuscany has been going on for more than ten years, and in spite of recent field works (BROGI 2004; SANI et alii, 2004) the ambiguity remains still unresolved. This contribution aims at presenting the case of an internal basin, the Pisa-Viareggio basin, which is the northernmost one among the large inter-montane basins of Tuscany and which straddles the coastline, being partly buried underneath the alluvial sediments of the Pisa plain and partly extending offshore (PASCUCCI, 2005). This basin can be investigated only through subsurface data, and the current study is based on the interpretation of a grid of industrial seismic profiles covering the Pisa plain and tied to the stratigraphy obtained from exploration wells. In addition, the geology of nearby outcrops (LAZZAROTTO et alii, 1990) has been used to enlarge the regional scale picture. MAIN RESULTS An extensional origin can be clearly proven for the Pisa-

INTRODUCTION AND RATIONALE Several small sedimentary basins characterize the internal portion of the Northern Apennines. These inter-montane basins trend almost parallel to the Apennine range and are filled by Neogene sediments with thickness ranging between few 100’s m to few km (BARTOLINI et alii, 1982; MARTINI et alii, 2001). Sediments belonging to the inter-montane basins crop out extensively in western Tuscany, often appearing heavily deformed (BROGI, 2004; SANI et alii, 2004). Partly because of the intense deformation the early tectonic history of these basins is difficult to constrain; although classically interpreted as extensional basins (see MARTINI & SAGRI, 1993 and references therein), some recent papers call for an initial thrustrelated origin, only later overprinted by extension (BERNINI et alii, 1994; BOCCALETTI et alii, 1995; BONINI & SANI, 2002). The debate about the origin of the Neogene basins of _________________________ (*) ISMAR-CNR, Bologna (**) ENI S.p.A., Exploration & Production Division, S. Donato Milanese, Milano

Fig. 1 – Geological map of western Tuscany (simplified after BOCCALETTI & Coli, 1982) with location of the Pisa-Viareggio basin.

Viareggio basin, as seismic profiles show a west-dipping listric extensional fault that bounds the basin to the east. The basin is filled with up to 3 seconds of upper Messinian to Quaternary sediments, and extension mostly occurred during late

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A. ARGNANI & S. ROGLEDI

Messinian-early Pliocene, although continuing with reduced intensity till the Quaternary. In spite of the extensional origin, the southern part of this basin shows indications of superimposed contractional deformation, possibly in the form of tectonic inversion, that progressively increases to the south, where the basin appears completely overturned and eroded in the Livorno Mountains. The basin-boundary fault trends roughly NNW-SSE and is buried in the Quaternary sediments of the Pisa plain, but it turns rather abruptly to N-S and NNESSW in the south, near Livorno. Inspection of the detailed geological maps (LAZZAROTTO et alii, 1990) suggests that the fault plane may be possibly uplifted and exposed in the Livorno Mountains, located just east of Livorno. The timing of the contractional deformation that affected the southern part of the Pisa-Viareggio basin can be roughly constrained within the Pleistocene. We speculate on the possible causes of the intense deformation that affected the sourthern part of the PisaViareggio basin and attempt to show that the tectonic history of this basin can possibly help to better undestand the evolution of the other Neogene basins, located further to the south, which suffered deformation and uplift to a larger extent. REFERENCES BARTOLINI C., BERNINI M., CARLONI G.C., COSTANTINI A., FEDERICI, P.R., GASPERI G., LAZZAROTTO A., MARCHETTI G., MAZZANTI R., PAPANI G., PRANZINI G., RAU A., SANDRELLI F., VERCESI P.I., CASTALDINI D. & FRANCAVILLA F. (1982) - Carta Neotettonica dell’Appennino settentrionale. Note Illustrative. Boll. Soc. Geol. It., 101, 523-549. BOCCALETTI M & COLI M. (coordinators) (1982) – Carta Strutturale del’Appennino Settentrionale. Scala 1:250000. Consilgio Nazionale delle Ricerche, P.F. Geodinamica, Pubbl, 429, SELCA, Firenze. BOCCALETTI M., BONINI M., MORATTI G. & SANI F. (1995) Nuove ipotesi sulla genesi e l'evoluzione dei bacini postnappe in relazine alle fasi compressive neogenicoquaternarie dell'Appennino Settentrionale. Scritti e docum. Accad. Naz. delle Scienze, 14, 229-262. BROGI A. (2004) - Miocene extension in the inner Northern Apennines; the Tuscan Nappe megaboudins in the Mt. Amiata geothermal area and their influence on Neogene sedimentation. Boll. Soc. Geol. It., 123, 513-529. BONINI M. & SANI F. (2002) - Extension and compression in the Northern Apennines (Italy) hinterland: Evidence from the late Miocene-Pliocene Siena-Radicofani Basin and relations with basement structures. Tectonics, 21, 3, 1010, 10.1029/2001TC900024. LAZZAROTTO A., MAZZANTI R. & NENCINI C. (1990) - Carta geologica dei comuni di Livorno e di Collesalvetti

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 23

Grain size, shape, porosity and permeability evolution of extensional fault zones developed in poorly lithified, low-porosity sandstones of the Barreiras Formation, NE Brazil FABRIZIO BALSAMO (*), FABRIZIO STORTI (*), FRANCESCO SALVINI (*), ALINE SILVA (°) & CLAUDIO LIMA (°)

ABSTRACT Evoluzione della dimensione e della forma dei granuli, della porosità e della permeabilità in zone di faglia estensionali sviluppate in arenarie poco consolidate ed a bassa porosità della Formazione Barreiras, Brasile nord-orientale.

We describe the structural and petrophysical evolution of extensional fault zones developed in low-porosity, poorly lithified quartz-dominated sandstones from the Mio-Pliocene continental Barreiras Formation, NE Brazil. We studied eight fault zones having displacement between few centimetres up to about 50 meters and developed from soft-sediment up to more brittle conditions during progressive burial and Fe-oxide cementation. Our data include structural and microstructural analyses, grain size and shape analyses, porosity and pore size analyses, and laboratory and in situ permeability measurements. Undeformed rocks are very poorly sorted, medium to fine grained clay-rich sandstones with an average intergranular porosity of about 3 %. Sandstones in damage zones are characterised by non destructive dilatant granular flow and opening-mode intergranular tensional fractures, which increase bulk porosity, pore size and permeability. Deformation in fault cores evolved from particulate flow to compactional cataclastic flow with progressive grain size, porosity and permeability reduction. Our data highlight a conduit/barrier behaviour of the studied fault zones, which significantly differs from the sealing behaviour of deformation band fault zones commonly observed in high-porosity sandstones.

_________________________ (*) Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli Studi Roma Tre, Roma, Italy (°) Cenpes, Petrobras, Rio de Janeiro, Brazil Lavoro eseguito nell’ambito del progetto TRAFUR (Transmissibility of Faults in Unconsolidated Rocks) con il contributo finanziario della società petrolifera Petrobras (Brasile).

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 24-26

Lithological and Mechanical Control on the Base of the Crustal Seismogenic Zone: a Case-Study from the Northern Apennines of Italy. MASSIMILIANO R. BARCHI (*), CRISTIANO COLLETTINI (*), NICOLA DE PAOLA (**), DAN FAULKNER (°), ANDREA LUPATTELLI (*), FRANCESCO MIRABELLA (*) & FABIO TRIPPETTA (*)

RIASSUNTO Il controllo litologico e meccanico sullo spessore sismogenetico crostale: un caso di studio dall'Appennino Settentrionale. L'integrazione di dati geologici di sottosuolo e dati sismologici ha mostrato che le rotture principali della sequenza sismica che ha colpito la regione umbro-marchigiana nel 1997-98 si localizzano nelle evaporiti triassiche (formazione di Burano), senza propagarsi nel sottostante basamento. Per spiegare questo comportamento sono stati svolti studi di terreno su faglie esumate, sviluppate nelle evaporiti triassiche, e prove di laboratorio, volte a caratterizzare le principali litologie (anidriti e dolomie) dal punto di vista meccanico e della permeabilità. Sulla base dei risultati ottenuti, proponiamo che nella regione studiata la base dello strato sismogenetico superficiale sia controllata dalle proprietà meccaniche e di permeabilità delle evaporiti triassiche, in grado di costituire una barriera per la risalita dei fluidi crostali (principalmente CO2). Al di sotto delle evaporiti, un livello a bassa velocità, localizzato nella parte alta del basamento, disaccoppia la copertura sedimentaria dal basamento cristallino. Questo studio mostra che un semplice modello di crosta superiore omogenea ed isotropa non può essere applicato ad una regione geologicamente complessa come l'Appennino Settentrionale, dove i livelli crostali superficiali sono caratterizzati da una grande variabilità litologica (e quindi meccanica e di permeabilità) sia in senso verticale che laterale.

Key words: Seismogenic Layer, Upper Crust, Seismic Reflection Profiles, Laboratory Tests, Anhydrites INTRODUCTION Lithological composition and temperature are the most important factors controlling the thickness of the seismogenic layer, although the mechanical/transport properties of the crust also play an important role when crustal fluids are present in areas affected by a complex stratigraphy and structural setting, such as the Umbria-Marche Apennines of Italy. In this region the sedimentary cover consists of three major _________________________ (*) Geologia Strutturale e Geofisica, Dipartimento di Scienze della Terra Università di Peugia (**) Reactivation Research Group, Dept. of Earth Sciences, University of Durham (UK) (°) Rock Deformation Laboratory, University of Liverpool (UK) Lavoro eseguito nell’ambito del progetto DPC/S2 2005 (U.R. 2.3, Resp. M.R. Barchi) e MIUR Cofin 2005 (U.R. Perugia, Resp. C. Collettini)

lithological groups (from top to bottom): turbidites (Miocene, up to 3000 m thick), made of alternated layers of sandstones and marls; carbonates (Jurassic-Oligocene, about 2000 m thick), consisting of an early Jurassic carbonate platform (Calcare Massiccio Fm.), overlain by pelagic limestones with subordinated marly levels; and evaporites (late Triassic, 1500– 2000 m thick), made of alternating layers of anhydrites and dolostones. An important regional décollement separates these units from the underlying basement. The upper part of the basement consists of clastic sedimentary and slightly metamorphosed rocks: in situ measurements have shown that these rocks possess a Vp between 4.8 and 5.2 km/s, significantly lower than the overlying evaporites (Vp > 6.0 km/s). The genuine crystalline basement has never been reached by any well. Refraction DSS data indicate that below the Umbria-Marche region the crystalline basement is characterized by Vp values of about 6 km/s. Summarising, the upper part of the basement is a low-velocity zone, at least 2 km thick, sandwiched between two high velocity layers, the Triassic Evaporites and the upper part of the crystalline basement. A widespread deep seated CO2 degassing is documented in the region (CHIODINI et al., 2004) where two deep boreholes encountered fluid overpressure at 85% of the lithostatic load trapped within the Triassic Evaporites.

SUBSURFACE GEOLOGY AND SEISMICITY

In 1997-98 a sequence of six 5< Mw 100 m and exhumation from depths >1 km) that dips in the range 40°-45°. The fault zone structure is characterised by a 5-6 m thick fault core, which appears to be zoned. The inner fault core is made of fine-grained fault rocks (about 1m thick), with deformation localised along continuous and straight slip surfaces associated with a dolomite-rich cataclasite (brittle deformation). The outer fault core is mainly characterised by distributed deformation accommodated by a fault parallel fabric consisting of interbeds of cataclastic dolostones and foliated Ca-sulphate rocks. The damage zone consists of foliated Ca-sulphate rocks (foliation almost perpendicular to the fault zone) and heavily fractured and boudinaged dolostones. Mechanical data obtained from triaxial loading tests on borehole-recovered anhydrites with different grain-size and mesoscopic fabric, show that the transition from localized to distributed deformation occurs at effective pressures of about 20 MPa. The permeability measured under hydrostatic stress conditions, before loading, is generally low and ranges between 10-21  k  10-19 m2. During sample loading, the permeability increases up to 3 (prior to brittle localized failure) and 2 (prior to distributed ductile failure) orders of magnitude, with measured k values of 10-17 m2 and 10-18 m2, respectively (COLLETTINI et al., 2008; DE PAOLA et al., 2009).

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FINAL REMARKS

A simple model of a relatively homogeneous and isotropic upper crust cannot be applied to regions, where a complex stratigraphy and structural setting results in large vertical and lateral variations of lithological, mechanical and permeability properties of the shallow structural levels. This is the case of the Northern Apennines of Italy where active extension affects a previous fold and thrust belt, involving a mechanically complex stratigraphic sequence. Through the combined analysis of seismic reflection profiles and seismological data, we showed that the main seismic ruptures occur within the Triassic evaporites, consisting of alternated anhydrites and dolostones. Our field studies show that within the fault zone the deformation is localised along principal slip surfaces associated to fine grained dolomite-rich cataclasite. Laboratory test showed that the anhydrites possess very low static permeability values (k< 10-19 m2), capable of explaining the overpressure encountered in boreholes. The integration of field observations and laboratory permeability data suggests that, where the foliated anhydrites of the damage zone surround the fractured dolostones, resulting in a low fracture connectivity, the fault zone permeability is low enough to develop fluid overpressures. In the active area of the Northern Apennines, where a deepseated CO2 degassing is documented, crustal fluids in their ascent can be trapped within evaporite-bearing faults, promote fault zone weakening and trigger earthquake nucleation. In this view the shallow base of the seismogenic zone would be controlled by the mechanical/transport properties of the Triassic Evaporites along with the decoupling effect of the underlying phyllitic basement.

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M.R. BARCHI ET ALII

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 27

Subsurface structure of the Tagliamento valley (NE Italy) using Microtremors and Gravity Anomaly. C. BARNABA (*), L. MARELLO (**), A. VUAN(*), F. PALMIERI(*), M.ROMANELLI (*), E. PRIOLO (*), C. BRAITENBERG (°)

Microtremor observations and gravity survey were made to determine the subsurface structures of a stretch of the Tagliamento river (Friuli, NE Italy).This area is close to the epicenter of the 1976 Friuli earthquake (M=6.5), and stuck in the past by several earthquakes of M>5.5. More than 240 H/V noise, three refraction profiles and 270 gravimetric measurements have been acquired along the valley. The applications of non-invasive, low cost, mutually independent geophysical methodologies are used to investigate shallow geological structures. The buried shape of the valley is here defined from the resonance frequencies in H/V spectral ratio of seismic noise measurements and gravimetric forward modelling. The result is a good convergence of the two methods, although the valley shape is irregular, due to the structural geological complexity of the study area. For this reason the top of the carbonate rocks are mapped, instead of the classical alluvium cover. Most of the differences in defining the valley depth are found at the valley edges both beacause 2000 m height reliefs can affect the gravity measurements there and the buried steep flanks of the valley can make difficult to interpret H/V peaks as due to simple 1D layering. However, the observations demostrated the noise wavefield within the sector studied is mainly dominated by horizontally propagating surface waves giving rise to 1D resonance at lower frequencies. The maximum depth estimated is of about 400m in the southern part of the sector, while a mean value of 150-180m is estimated in the northern part. These values are supported by the few underground data available, confirming the possibility to detect the buried structure with low cost geophysical methodologies. The result represents the first 3D image of this part of the Tagliamento valley and it is the base for near future 3D wave propagation simulations and for planning more detailed geophysical surveys.

_________________________ (*) Dipartimento di Ricerche Sismologiche, Istituto Nazionale di Oceanografia e Geofisica Sperimentale, Trieste, Italy (**) Geological Survey of Norway, Petroleum Technology and Applied Geophysics, Norway (°) Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Trieste, Trieste, Italy Carla Barnaba: [email protected]

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 28-31, 2 ff.

Neogene rotations in the Sicilian-Maghrebian Chain: new structural data from the Madonie Mountains GIOVANNI BARRECA (*) & CARMELO MONACO (*)

RIASSUNTO Rotazioni neogeniche nella Catena Siculo-Maghrebide: nuovi dati strutturali dai monti delle Madonie L’analisi strutturale eseguita lungo i monti delle Madonie (Sicilia centrosettentrionale), confrontata con i dati paleomagnetici pubblicati, suggerisce che le successioni mesozoico-mediomioceniche delle unità imeresi e panormidi hanno registrato sia le rotazioni avvenute tra il Langhiano e il Tortoniano superiore (circa 70° in senso orario) che, localmente, quelle avvenute dopo il Pliocene inferiore (almeno 30° in senso orario), mostrando assi strutturali di prima fase orientati circa nord-sud deformati da strutture di seconda fase orientate circa est-ovest. Conseguentemente, le strutture delle successioni meso-cenozoiche formate durante la prima fase di deformazione sono state ruotate nel complesso di circa 100° in senso orario, mentre le strutture dei depositi discordanti supratortoniani-infrapliocenici sono state coinvolte solo nelle rotazioni orarie plio-pleistoceniche legate all’attivazione di un sistema di faglie trascorrenti destre. Dal punto di vista geodinamico, le rotazioni neogeniche nella Catena Siculo-Maghrebide sono da inquadrare nel processo regionale della convergenza Africa-Europa.

Key words: Sicilian-Maghrebian Chain, Madonie Mts., folds, rotations INTRODUCTION The Neogene thrust migration along the Sicilian sector of the Sicilian-Maghrebian Chain has been accompanied by clockwise rotations, revealed by structural (GIUNTA et alii, 2000; AVELLONE & BARCHI, 2003; GUARNIERI, 2004; NIGRO & RENDA, 2005; MONACO & DE GUIDI, 2006) and palaeomagnetic data (CHANNELL et alii, 1980; 1990; GRASSO et alii, 1987; OLDOW et alii, 1990; SPERANZA et alii, 1999; 2003). In particular, palaeomagnetic data on Upper Trias to Lower-Middle Pliocene sediments reveal a major 70° clockwise rotation with respect to the Hyblean foreland between the Langhian and the Tortonian, followed by a further 30° clockwise rotation occurred after Early Pliocene. A detailed geological and structural analysis was carried out in the Madonie Mts., along the central-northern sector of the Sicilian-Maghrebian Chain (Fig. 1), in order to define the tectonic evolution of the area in relation to the rotation episodes occurred since the Middle Miocene. _________________________

(*) Dipartimento di Scienze Geologiche, Università di Catania. E-mail:[email protected]

The structural analysis was focused on the Upper TriassicMiddle Miocene sedimentary successions of the Imerese and Panormide tectonic units and on the top-thrust Neogene terrigenous covers, in order to compare tectonic structures of different ages. The structural field analysis was supported by the elaboration of 3D topographic digital elevation model of the area and by the analysis of 1:33,000 scale aerial photographs. Structural data (fault and fracture systems, slickensides on fault surfaces, fold axes) collected on several measurement stations were processed to better define the geometric and kinematic features of the structures occurring in the area.

GEOLOGICAL SETTING The studied area is located on the southern slope of Madonie Mts. and it is characterized by two roughly E-W oriented antiformal structures; the Mt.dei Cervi ridge to the west, that reaches an elevation of about 1800 m.a.s.l and the Mt. San Salvatore ridge to the east with an elevation of about 1900 m.a.s.l. Both structures correspond to distinct tectonic units (GRASSO et alii, 1978; ABATE et alii, 1982) deriving from deformation of different palaeo-geographic domains stacked during the Neogene Africa-Europe collisional processes (DEWEY et alii, 1989). The deepest structural position is occupied by over 500-m-thick pelagic sequence of the Imerese unit, outcropping at Mt. dei Cervi, mostly composed of Upper Triassic cherty limestones followed upwards by JurassicCretaceous radiolarites and by Eocene-Oligocene marls and marly limestones (Scaglia formation), unconformably covered by Upper Oligocene Numidian flysch-type sequence (Portella Colla clays). During the Middle Miocene this unit was tectonically overlain by shallow-water carbonates deposits pertaining to the Panormide platform that start from the bottom with Middle-Upper Carnian brownish clays and calcarenites (Mufara formation) passing upwards to Upper Triassic-Eocene limestones and dolostones. This succession is unconformably covered by the Upper Oligocene-Lower Miocene Numidian Flysch deposits. The NNW-SSE striking tectonic contact between the two units is clearly exposed from the western slope of Pizzo Carbonara to Polizzi G. (Fig. 1).

NEOGENE ROTATIONS IN THE SICILIAN-MAGHREBIAN CHAIN

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Fig. 1 – Geological sketch-map of the southern slope of the Madonie Mountains. Black dashed circular arrows indicate the amount of rotations calculated by structural analysis during this work. Grey circular arrows indicate the amount of clockwise rotation calculated by palaeomagnetic analysis (from CHANNELL et alii, 1980; 1990; GRASSO et alii, 1987; OLDOW et alii, 1990; SPERANZA et alii , 1999; 2003).

STRUCTURAL ANALYSIS The structural analysis was focused to fold axes trend distribution in the multilayered Imerese succession of Mt. dei Cervi and to fault planes statistical orientation in the calcareous or arenaceous deposits of Mt. San Salvatore area (Fig. 1). In the Mt. dei Cervi area (Fig. 2), the Imerese sedimentary succession forms a large dome structure characterized by two main fold systems. The first system ( in Fig. 2) shows NNWSSE oriented fold axes, plunging at angles of 10-45°, which are sub-parallel to the coeval thrust contact between Panormide and Imerese units. The second and more recent system ( in Fig. 2) is mainly represented by a roughly ENE-WSW striking large ramp anticline, with sub-horizontal axes, also deforming the former thrust contact between Panormide and Imerese units. This anticline is coaxial to the high angle south-verging out-ofsequence large thrust (Scillato-Petralia thrust) responsible, during the Tortonian-Middle Pliocene, for the development of a

top-thrust sedimentary basin to the south and of the final uplift of the Madonie Mountains. In the Mt. San Salvatore area, east of Mt. dei Cervi (Fig. 2), the structural analysis was based on determination of the spatial distribution of meso-faults and their geometric relationships with large strike-slip faults developed since Middle Pliocene times. The main structures are represented by N120-140E striking right-lateral strike-slip faults bounding to the north-east and to the south-west the Mt. San Salvatore ridge. Minor associated structures consist of NE-SW striking left-lateral strike-slip faults which are confined between the major rightlateral strike-slip faults. They have been interpreted as coniugate antithetical structures, bounding clockwise rotated blocks, and are distributed on two main systems oriented ~N40E and ~N75E. To the south, on the footwall the Scillato-Petralia thrust (Fig. 1), the Serravallian-Lower Pliocene deposits are characterized by only one fold and thrust system, WSW-ENE trending, coaxial to the second system found in the Mt. dei

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G.BARRECA & C.MONACO

Cervi area. Locally, the folds are dragged by large right-lateral strike-slip faults and involved in up to 45° clockwise rotation (e.g. the Gangi syncline, see Fig. 1). DISCUSSION AND CONCLUSIONS

Data collected, based on meso-fold axis distribution, fault planes statistical orientation and on fault-related structures field analysis, compared to published palaeomagnetic data, allowed us to define the tectonic evolution of the area in relation to two main rotation episodes occurred since the Middle Miocene. The structural analysis carried out in the Mt. dei Cervi area shows the occurrence of two fold and fault systems, with subperpendicular axes, related to two distinct tectonic phases. The second and more recent one is also responsible for the thrusting of the Upper Triassic-Middle Miocene successions (ScillatoPetralia thrust) over the Serravallian-Lower Pliocene deposits and for the folding of these cover succession. The superposition of two contractional structure systems with sub-orthogonal axes, compared to palaeomagnetic data (see Fig. 1), can be interpreted as the result of ~70° clockwise block rotation of the first phase structures (included the old tectonic contact between Imerese and Panormide units) around vertical axes, occurred between Langhian and Late Tortonian time by a roughly N-S oriented maximum horizontal compression. (see also AVELLONE &

BARCHI, 2003; MONACO & DE GUIDI, 2006). This was followed by locally more than 30° clockwise rotation since the LowerMiddle Pliocene related to dragging by Plio-Pleistocene NW-SE striking right-lateral strike-slip faults (Figs. 1 and 2). The second rotation episode is also consistent with the angular relationship (35°) between the two left-lateral strike-slip fault systems detected in the Mt. San Salvatore area that can be interpreted as the result of clockwise block rotation between major right-lateral strike-slip faults. In this kinematic model, the ~N75E oriented faults belong to an older rotated and abandoned system, while the ~N40E faults represent a more recent system. From a geodynamic point of view, the Neogene clockwise rotation in the Sicilian-Maghrebian Chain is related to the regional framework of the Africa-Europe oblique convergence (DEWEY et alii, 1989). The clockwise rotation accompanied thrusting processes since the Early-Middle Miocene, when the Africa-Europe collision triggered the extensive southwards migration of large nappes and a general block rotation around vertical axes under a quasi-constant stress field related to the N-S convergence. In this context, only the Plio-Pleistocene rotation episode is well constrained on field all over the northern Sicily, where large right-lateral strike-slip faults are documented (see also GHISETTI & VEZZANI, 1984; LENTINI et alii, 1991; FINETTI et alii., 1996; GIUNTA et alii, 2000; RENDA et alii, 2000; GUARNIERI, 2004; NIGRO & RENDA, 2005).

Fig. 2 – Shaded-relief map (SW prospective view) of the Mt. dei Cervi-Mt. S. Salvarore area showing the main structural features. The first phase folds, striking N150E () are sub-parallel to the thrust contact between Panormide and Imerese units (a) while the second phase folds () are coaxial to the large Scillato-Petralia thrust ramp (b) that caused the uplift of the Madonie Mts. during the Tortonian-Middle Miocene.

NEOGENE ROTATIONS IN THE SICILIAN-MAGHREBIAN CHAIN

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 32-35, 2ff.

Strutture a macro e mesoscala delle Dinaridi triestine (carta GEOCGT del FVG). BENSI SARA (*), FANUCCI FRANCESCO (*) & PODDA FULVIO (*)

ABSTRACT Macro and meso structures of external Dinarides in Trieste and Gorizia region The region of Trieste and Gorizia is a sector of north-western Dinarides, characterised by a fold and thrust tectonic that interests the creataceouspaleogenic carbonate platform and eocenic flysch, called Trieste Flysch. The main structure is the Carso Thrust overlapping toward SW the smaller subthrust, in the Flysch of “Ciceria structure”. Toward SE (in the Val Rosandra area) this thrust overlaps with his lateral ramp some others minor thrusts that, it turn, cover a great fold produced by a bukcling process. The Trieste Flysch is implicated in all the described structures, but presents also frequent isoclinal folds referable to the gravitative tectonic of the first compressive phases that has interested the region.

Key words: Carso-Kras Thrust, Dinarides, thrust tectonic, Trieste Flysch.

INTRODUZIONE I rilievi compresi nell’area dei Fogli GEO-CGT 110 Trieste, 131 Caresana, 109 Grado e 088 Gorizia, fanno parte della Catena delle Dinaridi Esterne settentrionali, in particolare del settore di catena ad W della Faglia di Idria, imponente lineamento a cinematica trascorrente che, secondo alcuni Autori, rappresenta l’attuale “binario” orientale di scorrimento della Zolla Adriatica nel suo moto traslatorio verso N e N-W. In particolare, l’area in esame si situa ad W dei fronti delle principali falde di ricoprimento ed è caratterizzata prevalentemente da strutture a thrust tipiche dei settori più esterni delle catene di collisione (JURKOVŠEK, 2008). Il maggiore sviluppo assunto dalle falde vere e proprie verso NW, sino al contatto con le strutture delle Alpi Giulie, testimonia della grande importanza del trasporto tettonico dinarico nei settori di catena oggi inglobati nelle Alpi Meridionali. La zona in studio si presenta quindi come un settore di catena a _________________________ (*) Dipartimento di Scienze Geologiche Ambientali e Marine – Universtà degli studi di Trieste Lavoro eseguito nell’ambito del progetto GEO-CGT, Convenzione n. 8504 del 25 febbraio 2005 tra il Servizio Geologico – Direzione centrale ambiente e lavori pubblici – Regione Autonoma Friuli Venezia Giulia e le Università degli studi di Trieste e di Udine.

trasporto tettonico relativamente limitato. Nondimeno, la tettonica locale é evoluta e importante, soprattutto nella zona del Carso Triestino, e non priva di complessità.

L’ASSETTO TETTONICO A GRANDI LINEE L’area è caratterizzata da due motivi strutturali principali e da altri, non meno importanti dal punto di vista dell’evoluzione tettonica, ma riconoscibili solo in aree specifiche. L’unità di gran lunga dominante nel panorama tettonico è il Thrust del Carso che si sviluppa in senso dinarico caratterizzando fondamentalmente la zona. L’ampiezza dell’anticlinale di rampa che, nei limiti del territorio italiano, mostra il fianco settentrionale solo in una ristretta zona del Goriziano e la potenza della serie coinvolta nel piegamento sono testimonianza di uno scollamento profondo e di un trasporto tettonico non trascurabile. L’andamento del fronte è leggermente obliquo rispetto a quello della costa a N di Barcola, mentre nell’area urbana se ne discosta fortemente. Il limite meridionale della struttura è segnato da una rampa laterale sdoppiata che porta il Thrust a sovrascorrere su tutte le altre unità tettoniche che caratterizzano l’area della Val Rosandra. L’altro motivo importante è quello dei thrust minori che interessano estesamente la zona di Flysch su cui sorge Trieste per poi prolungarsi alla base del versante costiero ed entro il Golfo. Anche considerando il disturbo dovuto alle discontinuità antidinariche della zona Muggia - S. Servolo non si può negare un’evidente continuità tra queste strutture e quelle della Ciceria (subthrusting belt, di supposta età miocenica), a cui è stata attribuita di recente (PLACER, 2007) una notevole importanza nell’evoluzione geodinamica delle Dinaridi esterne settentrionali. Secondo l’ Autore citato, farebbe parte del sistema detto anche la zona della Val Rosandra, in cui però si rilevano unità tettoniche i cui caratteri non si accordano con questa attribuzione:

STRUTTURE A MACRO E MESOSCALA NELLE DINARIDI TRIESTINE

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Fig. 1 – Thrust a embrici in destra della Val Rosandra

- l’unità in posizione basale è costituita dalle pieghe di Monte Carso e del vicino Monte S. Michele, anticlinali rovesciate a SW a curvatura accentuata su cui si accavalla l’Unità di Crinale, ampio thrust a vergenza W. Entrambe le strutture interessano la Formazione dei Calcari a Alveoline e Nummuliti e il Flysch di Trieste: Il processo di buckling che dà origine alle pieghe deve riferirsi ad un livello di scollamento interno alla prima formazione. Analogamente il thrust deve essere una struttura relativamente pellicolare dato che si adatta all’anticlinale descritta e alla sinclinale della Val Rosandra; - il fianco orientale della Valle è interessato da alcuni thrust embriciati che sovrascorrono alle strutture precedenti; il più importante è quello di Monte Stena, con un’anticlinale di rampa relativamente ampia, che ad E è sovrascorso a sua volta da un’unità che possiamo denominare Thrust di Draga il quale presenta fenomeni di retroscorrimento del Flysch sul fronte, a deformazione massima, dell’anticlinale di rampa, simili a quelli che, a scala maggiore, propiziati da potenti livelli di marne, interessano il Thrust del Carso;

- quest’ultimo sovrascorre in rampa laterale su tutte le strutture della zona, al punto che l’enorme carico litostatico indotto da questo sovrascorrimento ha prodotto scistosità in condizioni di anchimetamorfismo nelle marne associate all’unità basale. La cronologia delle fasi deformative segue ovviamente l’ordine di sovrapposizione delle relative Unità con l’eccezione dei thrust dell’Unità della Ciceria che deriverebbero da un sottoscorrimento ben più recente rispetto alla messa in posto del Thrust del Carso. Elementi risalenti a fasi deformative più antiche, sinsedimentarie, sono rappresentate nel Carso Goriziano essenzialmente da faglie trascorrenti a orientamento dinarico, mentre con orientamento antidinarico si manifestano, a tratti, le linee di transfer derivanti dalla fase di collasso non omogeneo della piattaforma carbonatica nell’Eocene. Tutti i Thrust sono interessati sul fronte da importanti tear faults, contemporanee alla messa in posto dei fronti, che inducono spesso condizionamenti morfostrutturali di rilievo negli affioramenti di Flysch sottostanti.

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S. BENSI ET ALII

Fig. 2 – Cerniera di piega isoclinale nel Flysch.

Il Flysch di Trieste mostra a tratti, soprattutto nelle zone sottostanti l’Unità del Carso, deformazioni semiduttili del tipo pieghe isoclinali che si associano talvolta nelle aree di affioramento a livelli caoticizzati, qualora gli strati arenacei siano poco potenti ed alternati ad abbondanti marne siltose. Ciò può essere imputato, come già intuito dai primi Autori interessati alla zona, a processi di tettonica gravitativa impostatisi durante le fasi precoci di movimentazione compressiva della piattaforma carbonatica. REFERENCES CARULLI G.B. & CUCCHI F. (1991) - Proposta di interpretazione strutturale del Carso triestino.- Atti Ticinensi di Scienze della Terra 34, 161-166. CARULLI G.B. (2006) – Carta Geologica del Friuli Venezia Giulia – Scala 1:150.000.- Servizio Geologico, Direzione Centrale Ambiente e Lavori Pubblici – Regione Autonoma Friuli Venezia Giulia.

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STRUTTURE A MACRO E MESOSCALA NELLE DINARIDI TRIESTINE

TARI V. (2002) – Evolution of the northern and western Dinarides: a tectonostratigraphic approach). EGU Stephan Mueller Special Publication Series, 1, 223-236.

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 36-38, 2 ff.

Compatibilità dell’assetto strutturale superficiale con la faglia sismogenetica profonda nello Stretto di Messina in base ai modelli analogici LORENZO BONINI (*), DANIELA DI BUCCI (**), SILVIO SENO (*), GIOVANNI TOSCANI (*), GIANLUCA VALENSISE (***)

ABSTRACT Reconciling shallow structural setting and seismogenic normal faults in the Messina Straits: the analogue model perspective The Messina Straits and its adjacent areas show an important tectonic activity and have been deeply investigated. In this paper we make use of analogue models to reconcile field and surface evidences of high angle normal faults with the presence of a deep, not exposed low angle normal fault (LANF), responsible for the large earthquake of 28 December 1908. Reproducing in a sand-box a SE dipping low angle normal fault we observed the forming of one or, in some cases, two grabens with a direction and an asimmetry compatible with those observed in the study area. All synthetic and antithetic high angle normal faults are directly linked to the main LANF and they all develop in the very early stages of deformation. In this view, the high angle normal faults faults surveyed and mapped by many Authors could be considered as a surface expression of a long-term activity of a main SE-dipping LANF.

Key words: Faglia normale a basso angolo, faglie sismo genetiche, modelli analogici, terremoto Calabro-Messinese del 1908. INTRODUZIONE Lo stretto di Messina ed i settori ad esso adiacenti sono una delle regioni a maggior attività tettonica nel Mediterraneo e, per questo motivo, oggetto di numerosi ed approfonditi studi. Ciò nonostante, la comunità scientifica, pur disponendo di una dataset di informazioni che si è recentemente molto aggiornato ed incrementato, non ha ancora un’opinione unanime su quale struttura sismogenetica sia responsabile del disastroso sisma che ha colpito l’area nel Dicembre del 1908. L’approccio metodologico proposto e la serie di modelli analogici realizzati hanno l’intento di verificare se la presenza e le caratteristiche geometriche e cinematiche della faglia responsabile del terremoto del 1908 possa spiegare le evidenze di superficie legandole all’assetto strutturale profondo dello Stretto. Le deformazioni cosismiche associate all’evento del 1908 _________________________ (*) Dipartimento di Scienze della Terra, università di Pavia (**) Dipartimento della Protezione Civile (***) Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia

(quantificate, in particolare, attraverso misure di livellazione), la distribuzione del danno, i dati strumentali e più in generale l’assetto morfotettonico recente dell’area dello Stretto hanno permesso una ricostruzione dettagliata della sorgente sismogenetica. Si tratta di una faglia lunga circa 40 km, con immersione di 30-35° verso SE e cinematica prevalentemente normale. Questa faglia si trova tra 3 e 12 km di profondità e non arriva a interessare direttamente la superficie (DISS Working Group, 2007, bibliografia inclusa). Studi geofisici e di terreno, sia sulla costa messinese che su quella calabra, hanno tuttavia rilevato la presenza di numerose faglie normali ad alto angolo, con immersione sia verso NW che verso SE, dando talvolta a queste strutture un’importanza di primo ordine. Queste faglie interessano le porzioni più superficiali dello spessore crostale dell’area dello Stretto, sia in terra sia a mare, e deformano depositi recenti, in alcuni casi raggiungendo la superficie (Del Ben et al., 1996, bibliografia inclusa). La valutazione in chiave sismotettonica di questi dati ha portato anche alla formulazione di ipotesi diverse dalla precedente (Fig. 1) per la faglia sorgente del terremoto del 1908 (si veda Valensise e Pantosti, 1992, per una review). Tuttavia, tali ipotesi non sono completamente compatibili con le deformazioni cosismiche, il quadro del danneggiamento e i dati strumentali disponibili per lo stesso terremoto. Per verificare la possibilità che queste due posizioni apparentemente inconciliabili siano in realtà espressioni diverse di un unico fenomeno (ovvero la presenza di una faglia normale a basso angolo profonda, con immersione verso SE, che sottende faglie di rango inferiore ad alto angolo che in alcuni casi arrivano in superficie), ci siamo avvalsi della modellazione analogica col fine ultimo di riprodurre l’evoluzione cinematica di una faglia normale, a basso angolo ed attiva tra 3 e 12 chilometri di profondità. In questo modo è possibile, pur con i limiti della modellizzazione analogica, verificare la compatibilità geometrica e cinematica tra faglia sepolta a basso angolo e faglie più superficiali ad alto angolo, con immersioni opposte. METODOLOGIA Abbiamo realizzato una serie di modelli analogici che riproducono in 3D una faglia normale, sepolta, con un’immersione di 30°. I modelli sono alla scala 1:100.000. La

LA FAGLIA SISMOGENETICA PROFONDA NELLO STRETTO DI MESSINA

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Fig. 1 – a) Localizzazione degli eventi sismici maggiori avvenuti nell’area dello Stretto di Messina (Working Group CPTI, 2004). b) Localizzazione della sorgente del terremoto del 1908 secondo vari Autori che si basano su osservazioni sismologiche o macrosismiche. - a) Map of the Messina Straits area with epicenters of historical earthquakes (Working Group CPTI, 2004).b) Seismogenic source models for the 1908 earthquake based on seismological or macroseismic observations.

Fig. 2 – Set-up ed esempi di modelli analogici. a) Mappa dell’apparato degli esperimenti con riferimenti geografici del contesto reale. Il box tratteggiato rappresenta la proiezione in superficie del piano di faglia. b) Vista 3D dell’apparato. c) Esempio dello sviluppo dei sistemi di faglie normali sintetiche e antitetiche (modello con a 3,5 cm di estensione). - Set-up and examples of analogue models. a) Map of the experimental apparatus with geographic references of the study area. The dashed box represents the surface projection of the fault plane. b) 3D view of the apparatus. c) Example of synthetic and antithetic normal fault systems (after 3.5 cm of extension).

porzione di faglia che viene attivata è lunga 40 cm e larga 20 cm, e dunque riproduce in scala il modello di sorgente per il 1908 (DISS Working Group, 2007). Inoltre, la larghezza della sandbox è di 80 cm e permette, quindi, di analizzare anche le deformazioni che si producono alle estremità laterali della faglia (Fig. 2 a e b). I modelli sono realizzati in sabbia (=34°); sulla superficie della faglia è inoltre presente uno strato di circa 2 cm di microbiglie in vetro (=24°). Sono stati condotti quattro esperimenti per valori crescenti di estensione pari a 0,5, 2,0, 3,5 e 5,5 cm lungo il piano di faglia.

RISULTATI Tutti i modelli hanno mostrato l’attivazione dell’intera superficie della faglia principale a basso angolo. Inoltre, al tetto della stessa si sono formate numerose faglie normali sintetiche e antitetiche ad alto angolo (Fig. 2c). In sezione, queste faglie

sono organizzate in uno o, in alcuni casi, due graben che, negli esperimenti a rigetto maggiore, mostrano un’asimmetria compatibile con quella osservata nel contesto reale, oggetto dello studio. In mappa, esse nascono e si mantengono parallele alla faglia principale nei primi stadi di deformazione; successivamente si formano anche sistemi disposti a circa 30° dalla direzione della faglia principale, a partire dalle sue estremità laterali. Anche questa osservazione pare ben compatibile con la geologia di terreno e le principali strutture rilevate da diversi autori. È da notare, infine, che lo sviluppo di piani ad alto angolo è molto precoce rispetto all’attivazione della faglia principale, come emerge già nell’esperimento con estensione finale pari 0,5 cm. In particolare, sono i piani sintetici ad alto angolo i primi ad attivarsi e a raggiungere la superficie topografica dei modelli, mentre i piani antitetici che concorrono alla formazione dei graben nascono, solitamente, in una fase più avanzata di deformazione e si raccordano, nella quasi totalità dei casi, direttamente con la faglia principale a basso angolo.

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L. BONINI ET ALII

CONCLUSIONI La modellazione analogica permette di formulare un’ipotesi più articolata e complessa, a riguardo della deformazione a lungo termine associata alla faglia sismogenetica che ha generato il terremoto calabro-messinese del 1908. Infatti, i modelli mostrano che la fagliazione superficiale minore, che per altro prende in carico ratei di scorrimento di ordine di grandezza minore rispetto a quelli associabili alla sorgente del terremoto del 1908, è perfettamente compatibile con una faglia normale principale a basso angolo immergente a SE e, anzi, ne è un’espressione dell’attività a lungo termine. La possibilità per ciascuna delle faglie al tetto della principale di essere essa stessa sorgente di terremoti viene infine discussa, anche tenendo conto della magnitudo massima possibile in funzione della profondità a cui ciascuno dei piani ad alto angolo intercetta il piano a basso angolo. BIBLIOGRAFIA AMORUSO A., CRESCENTINI L. & SCARPA R. (2002). Source parameters of the 1908 Messina Straits, Italy, earthquake from geodetic and seismic data. J. Geoph. Res., 107, B4,10.1029/2001JB000434, 2002. BOSCHI E., PANTOSTI D. & VALENSISE G. (1989). Modello di sorgente per il terremoto di Messina del 1908. Atti VIII Convegno GNGTS, 246, 258. BOTTARI A., CARAPEZZA E., CARAPEZZA M., CARVENI P., CEFALI F., LO GIUDICE E. & PANDOLFO C. (1986). The 1908 Messina Strait earthquake in the regional geostructural framework. J. Geodyn., 5, 275-302. CAPUANO P., DE NATALE G., GASPARINI P., PIGUE F. & SCARPA R. (1988). A model for the 1908 Messina Straits (Italy) earthquake by inversion of levelling data. Bull. Seism. Soc. Am., 78, 1930-1947. DE NATALE G. AND PINGUE F. (1991). A variable slip fault model for the 1908 Messina Straits (Italy) earthquake, by inversion of levelling data. Geoph. J. Intern., 104, 73-84. DEL BEN A., GARGANO C. & LENTINI F. (1996). Ricostruzione strutturale e stratigrafica dell’area dello Stretto di Messina mediante analisi comparata dei dati geologici e sismici. MEMORIE DELLA SOCIETÀ GEOLOGICA ITALIANA, 51, PP. 703-717. DISS WORKING GROUP (2007). Database of Individual Seismogenic Sources (DISS), Version 3.0.4: A compilation of potential sources for earthquakes larger than M 5.5 in Italy and surrounding areas. HTTP://WWW.INGV.IT/DISS/, © INGV 2007 - Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia - All rights reserved. MULARGIA F. & BOSCHI E. (1983). The 1908 Messina earthquake and related seismicity. In: H. Kanamori and E. Boschi (eds), Earthquakes, Observations, Theory and Interpretation, North-Holland, New York, 493-518.

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 39

Strutture tettoniche potenzialmente attive: la fissure-ridge di Bagni S.Filippo (Monte Amiata) ALESSANDRO BORGNA (*), ANDREA BROGI (*), LORENZO FABBRINI (**) & DOMENICO LIOTTA (**)

In aree caratterizzate da poca o media sismicità e nelle aree dove la ricorrenza sismica non è definibile in tempi storici, l’individuazione delle faglie che potenzialmente possano attivarsi è di più difficile definizione. Pur tuttavia, tale studio geologico-strutturale può essere condotto valutando la collocazione strutturale e le modalità di deposizione dei travertini. Questi infatti si originano in aree dove la circolazione dei fluidi è favorita da aperture e condotti strutturali, collocati lungo zone di taglio in cui la deformazione è caratterizzata da faglie dirette o transtensive. La Toscana meridionale rappresenta un’area ideale per questo tipo di studio: infatti essa è regionalmente caratterizzata da scarsa sismicità, elevato flusso termico, tettonica distensiva e diffusi affioramenti di travertino di età compresa fra il Pleistocene e l’Attuale. In particolare l’area di Bagni di S.Filippo rappresenta un chiaro esempio di questa relazione. Infatti, i travertini di Bagni S.Filippo si collocano sulla prosecuzione nord-orientale della zona di taglio transtensiva lungo cui sono ubicati i centri eruttivi del Monte Amiata. In questo lavoro presentiamo i risultati di una indagine geologico strutturale nell’area di Bagni S.Filippo, dove sono presenti estesi depositi di travertino e sorgenti termali in attività. La metodologia di studio ha previsto il rilevamento geologico-strutturale del substrato, la ricostruzione della dimensione e dell’orientamento della fissure-ridge, lo studio della geometria del travertino e degli eventi deposizionali che ne hanno determinato la costruzione. In particolare è stato riconosciuto: a) un sistema articolato di fissure-ridge legate a fratture la cui orientazione indica la continuità con la zona di taglio che attraversa le vulcaniti del Monte Amiata; b) i manufatti e le costruzioni costruiti sulla fissure-ridge mostrano evidenti segni di dislocazione; c) il sistema deposizionale riconosciuto nei travertini è paragonabile al sistema attuale di deposizione ad indicare che le condizioni deposizionali non sono cambiate nel tempo. Se ne conclude che la struttura tettonica alla quale è associato il sistema di fissure-ridge è ancora ci nematicamente _________________________ (*)Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Siena, Via Laterina, 8 – 53100 Siena. (**)Dipartimento di Geologia e Geofisica, Università degli Studi di Bari, Via Orabona, 4 – 70125 Bari. Andrea Brogi: [email protected]

attiva, suggerendo una continua propagazione verso est della zona di taglio che caratterizza il Complesso vulcanico del Monte Amiata.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 40

Faglie trascorrenti potenzialmente attive nel complesso vulcanico del Monte Amiata (Toscana meridionale) ANDREA BROGI (*), LORENZO FABBRINI (*), DOMENICO LIOTTA (**), MARCO MECCHERI (*) & ALESSIO MONTAUTI (*)

RIASSUNTO Il complesso vulcanico del Monte Amiata è ritenuto collegato allo sviluppo di una struttura tettonica, di carattere regionale, orientata NO-SE e lungo la quale si collocano i principali centri eruttivi. Sebbene diversi autori abbiano convenuto sul ruolo dominante di tale struttura per la messa in posto delle vulcaniti, sono mancati fino ad ora studi di dettaglio che abbiano permesso di definire le caratteristiche geometriche e cinematiche delle discontinuità tettoniche correlate e/o successive all’attività eruttiva del Monte Amiata (300-190ka). In questo lavoro presentiamo i primi risultati di uno studio strutturale condotto nell’apparato vulcanico amiatino e nel suo substrato. La metodologia di studio si è basata su: a) rilevamento geologico-strutturale soprattutto lungo la fascia SO-NE comprendente i centri eruttivi più recenti del vulcano ed in altre aree chiave ubicate lungo discontinuità minori. I risultati preliminari mettono in evidenza una zona di taglio di importanza regionale caratterizzata da faglie e strutture minori associate, che localmente possono definire strutture a fiore sia positive che negative, ma che nell’insieme sono riconducibili ad un movimento transtensivo sinistro della zona di taglio; b) analisi di dati di sondaggio e minerari resi disponibili dall’intensa attività mineraria storicamente sviluppatasi nella regione amiatina per l’estrazione del cinabro. Prospezioni e sezioni minerarie permettono di riconoscere il ruolo dominante delle strutture transtensive nella circolazione dei fluidi responsabili delle mineralizzazioni sia nelle vulcaniti che nelle rocce del substrato; c) analisi strutturale dei depositi di travertino post-vulcanici nella zona di Bagni S.Filippo; i travertini sono deformati da strutture fragili che risultano in continuità con la zona di taglio riconosciuta nelle vulcaniti. L’integrazione dei dati raccolti ha permesso di ricondurre _________________________ (*)Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Siena, Via Laterina, 8 – 53100 Siena. (**)Dipartimento di Geologia e Geofisica, Università degli Studi di Bari, Via Orabona, 4 – 70125 Bari. Andrea Brogi: [email protected]

tutte le osservazioni ad un unico quadro deformativo guidato dalla tettonica regionale trascorrente sinistra e la cui attività è almeno riferibile ad un periodo di tempo compreso tra 300ka e l’Attuale. Pur tuttavia non può essere escluso, come già ipotizzato da altri autori, che la tettonica trascorrente fosse già attiva durante il Pleistocene così da controllare la messa in posto delle vulcaniti.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 41

Strutture geologiche e circolazione idrotermale: il pull-apart di Bagnore (Monte Amiata) ANDREA BROGI (*), LORENZO FABBRINI (**) & DOMENICO LIOTTA (**)

RIASSUNTO L’area geotermica di Bagnore si colloca sulla terminazione sud-occidentale della struttura regionale transtensiva che ha verosimilmente guidato la messa in posto del complesso vulcanico del Monte Amiata (300-190ka). Nell’area di Bagnore è presente un campo geotermico, attualmente sfruttato per la produzione di energia elettrica, che si sovrappone ad un’area mineraria dove la coltivazione a cinabro si è protratta per oltre un secolo. La zona di Bagnore è anche caratterizzata da una anomalia geotermica con picchi fino a 400 mW/m2. Integrando dati di miniera, di sondaggio e di superficie, in questo lavoro presentiamo l’assetto strutturale dell’area di Bagnore. I principali risultati mettono in evidenza che la circolazione idrotermale, sia quella attuale caratterizzata da fluidi e vapori geotermici che quella fossile, caratterizzata dalla mineralizzazione a cinabro, è strettamente controllata da faglie con principale componente di movimento verticale, mediamente orientate in direzione NNO-SSE. Queste strutture terminano contro faglie maggiori orientate SO-NE e che sono caratterizzate de una cinematica trascorrente sinistra, come indicato dalle relazione tra strutture di Riedel e le faglie principali, da strie e mineralizzazioni sul piano di faglia. Il quadro strutturale che si ottiene, quindi, è riferibile alla evoluzione di una struttura di pull-apart dove la localizzazione delle strutture distensive ha causato un aumento della permeabilità, favorendo la circolazione di fluidi idrotermali.

_________________________ (*)Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Siena, Via Laterina, 8 – 53100 Siena. (**)Dipartimento di Geologia e Geofisica, Università degli Studi di Bari, Via Orabona, 4 – 70125 Bari. Andrea Brogi: [email protected]

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 42-43

Timing of contractional deformations in the Umbria Preapennines: an overview. BROZZETTI FRANCESCO (*) & LUCINA LUCHETTI (**)

RIASSUNTO Cronologia delle deformazioni compressive nel Preappennino Umbro: una sintesi

In questo lavoro vengono sintetizzati i dati stratigrafici e strutturali raccolti in 4 ampie aree del Preappennino umbro con l’obiettivo di descrivere in modo esaustivo l’intera evoluzione tettono-sedimentaria della porzione più interna dell’avanfossa miocenica. La cronologia delle deformazioni compressive e la loro migrazione, nel tempo e nello spazio, vengono definiti ricostruendo, per i vari settori in studio, le età della transizione da dominio di avampaese a dominio di avanfossa e della successiva incorporazione nella catena. La scansione temporale di tali eventi viene definita con l’utilizzo sistematico dell’analisi biostratigrafia quantitativa delle associazioni di nannofosili calcarei applicata ad oltre 40 successioni torbiditiche di età compresa fra il limite Oligocene-Aquitaniano ed il Tortoniano. L’individuazione dell’avanfossa, la sua suddivisione in sub-bacini e la sua progressiva tettonizzazione in tempi via via più recenti da ovest verso est, vengono posti in relazione con i motivi tettonici di scala regionale come la messa in posto e l’avanzamento delle unità alloctone di derivazione interna (Falda delle Arenarie del Falterona ed Unità Liguri) e l’enucleazione dei sovrascorrimenti dei massicci mesozoici perugini e di Gubbio.

Key words: Umbria Preapennines, Miocene foredeep sedimentation, timing of compressional tectonics.

INTRODUZIONE The shallow structure of the Umbria Preapennines is characterised by an east-verging embricate thrust-system deforming the Miocene turbidite successions (TEEN HAF & VAN WAMEL, 1979, DE FEYTER, 1982; MENICHETTI et alii, 1991). The major thrust-sheets corresponding to the regional tectonic units of Monte Rentella (BROZZETTI et alii, 2000), Monte Nero and Gubbio-Borgo Pace (DE FEYTER et alii, 1990), from west to east, show decreasing amount of allochthony and progressively younger ages of involvement in the _________________________

(*)Geosis Lab- Dip. Sc. della Terra, Università G. d'Annunzio Chieti [email protected] ARTA - Abruzzo, Chieti

compressional tectonics. This eastward-rejuvenating trend documents the steps through which each zone of the west-central Umbria evolved from foreland to foredeep domain and was, subsequently, incorporated into the chain. The Miocene succession at the top of each tectonic unit, differs from the neighbouring ones as regards the age of the basal ramp-mud, the time interval affected by turbiditic sedimentation (expecially its onset-time), the location of the turbidite source-areas and their dispersal pattern (DAMIANI et alii, 1983; LUCHETTI, 1998; BROZZETTI & LUCHETTI, 2002). The features and the timing of sedimentation are also influenced by the emplacement of allochthon sheets above the inner side of the foredeep and by the growth of the Umbria Preapennines compressional structures. With the aim of reconstruct an exhaustive tectonic-stratigraphic frame, four key-areas have been investigated by integrating structural geology, physical stratigraphy and nannofossil biostratigraphy: a) M. Rentella area, b) Monte S. Maria Tiberina ridge, c) Mt. Casale - Bocca Trabaria area and d) Perugia massifs - Gubbio transect. Within these areas, the main compressional structures (regional thrusts and folds, representative of the main tectonic units forming the Umbria pre-apennines) have been surveyed and several stratigraphic sections have been logged, sampled and analysed through nannofossils biostratigraphy. The Mt. Rentella succession, tectonically covered by the Falterona Nappe, includes from the bottom, the polychromic marls of Mt. Rentella (MVR), the cherty marls of Mt. Sperello (MMS) and the sandy-marly turbidites of Castelvieto-La Montagnaccia (Acv). The nannofossil content of the sequence shows that the MVR are Late Oligocene-Aquitanian in age, the MMS are upper Aquitanian and that the ACv are positioned at the Aquitanian-Burdigalian boundary (BROZZETTI et alii, 2000). These data clearly point out that the Mt Rentella succession can not be related to the Marnoso Arenacea fm (MAR) cropping out just to the east (Corciano – M. Acuto area) which is Late Burdigalian in age and follows upwards the Early-Middle Burdigalian Schlier fm. The chronologic constrain and its structural position, suggest that this unit, during the Oligocene Early Miocene interval, derived from the tectonization of an intermediate palaeogeographic domain located between the Tuscan foredeep s.s. and the Umbria-Marche basin. MAR sedimentation started, in western Umbria, during the Middle Burdigalian with a pelitic-arenaceous successions

TIMING OF CONTRACTIONAL DEFORMATIONS IN THE UMBRIA PREAPENNINES

(MUM1 mr according to CARG nomenclature) in which axial (alpine) and transversal (appenninic) supplied turbidites alternates (LUCHETTI, 1998). During this same time span, the Falterona Nappe, carrying piggy back the Vicchio Marls and the Liguride tele-allochthon, overthrusted the M. Rentella unit reaching the west side of the foredeep. At the beginnig of the Late Burdigalian, its front got the present location and was sealed by the lower part of the M.S. Maria Tiberina fm (BROZZETTI et alii, 2002; BROZZETTI, 2007). Toward west, this latter deposited in fact, upon the Late Burdigalian Vicchio Marls, whereas, towards east, it sedimented, in continuity on MUM1. During the Early Langhian, the M. S. Maria Tiberina fm continued to sediment on the western border of the foredeep. In the meantime, more to the east, a thicker turbidite system, rich in coarse-grained arenites formed within a NW-SE trending oversupplied trough (MUM2, M. Casale member) and evolved upward as a pelitic arenaceous succession (MUM3, Vesina Member). The eastward extent of this succession is uncertain; nevertheless we may exclude that it deposited east of the Gubbio and M. Subasio anticlines where, up to Early Langhian, the sedimentation of Schlier fm was still going on. During the Late Langhian - Early Serravallian time span homogeneous depositional conditions resettled all over the basin and the peripheral bulge reached the Serra Maggio area. The wide distribution of the typical marly-arenaceouscalcarenitic, turbidites characterising the Galeata and Nespoli mrs, supports this inference. Furthermore, the ubiquity of a number of calcarenite and hibrid arenite key-beds (among which the well-known “Contessa” bed) showing constant thickness and composition over tens of kms, suggests that the foredeep had a regular physiography. The tectonic deformation of the western Umbria domain, during the Late Serravallian, lead to nucleation of the well known Perugia massifs compressional structure (MINELLI et alii, 1986; BROZZETTI, 1995), detaching in the pre-Burano phillite, whose shallower and outer splay coincides with the M. Nero frontal thrust. In the western part of the basin, the growth of this compressional structures caused a marked uplift which is clearly registered by the shallowing-upward trend of the topmost M.S. Maria Tiberina fm and lead to wide-scale sliding of olistostromes and slumps in the Serravallian MAR (LUCHETTI, 1997). A contraction of the foredeep width and a sensible change in the sedimentary supply is testified by uppermost MAR succession, which deposited only in the central-east part of the basin and consists exclusively of very thick alpine-supplied turbidites. Since the very-Late Serravallian, contractional tectonics involved all that part of the basin placed between the M. Nero thrust and the Gubbio - M. Subasio alignment (Pietralunga Unit); possibly in this same time span, also these last anticlines started to grow. A clear fining and shallowing upward sequence, characterising the uppermost Civitella mr and the emplacement of further slump deposits, in the axial zone of the M. Pollo syncline (east of Gubbio, DE FEYTER et alii, 1990) support this latter hypothesis. During the Early Tortonian, the Umbria MAR foredeep was almost completely deformed and only the narrow Serra Maggio trough was still affected by the turbidite sedimentation of the M. Vicino sandstone.

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 44-47, 1f.

The history of a post-orogenic trough: the high Agri Valley, Southern Apennines, Italy. FRANCESCO BUCCI (*), PAOLA GUGLIELMI (**), IVANA ADURNO (***), ENRICO TAVARNELLI (*), GIACOMO PROSSER (**) & ERWAN GUEGUEN (***)

RIASSUNTO INTRODUCTION La storia di una fossa tettonica post-orogenica: l’alta Val d’Agri, Appennino Meridionale, Italia. In molte catene collisionali, strutturate in pieghe e sovrascorrimenti, si riscontrano gli effetti di una tettonica estensionale post-orogenica, collegata a un sollevamento regionale della catena. Gli effetti combinati di sollevamento e distensione modificano l’architettura sin-orogenica della catena frammentandola in dorsali montuose separate da bacini continentali. Un’ analoga evoluzione tettonica può essere ricostruita nel settore assiale dell’Appennino Meridionale dove si riconoscono diversi esempi di bacini continentali post-orogenici di origine tettonica. La presente ricerca ha l’obiettivo di inquadrare l’evoluzione post-orogenica della depressione morfotettonica dell’alta Val d’Agri, dove sono evidenti gli effetti della tettonica sinorogenica e post-orogenica. L’attuale morfologia e la strutturazione del bacino si è in gran parte prodotta nel Quaternario, a causa dell’attività di faglie transtensive e distensive. Queste strutture sono successive a faglie distensive a medio-basso angolo pre-esistenti che hanno consentito l’esumazione tettonica delle porzioni assiali della catena appenninica a partire dal Pliocene superiore. Faglie dirette con bassi valori di inclinazione potrebbero spiegare alcune anomalie nei rapporti tra le formazioni dell’Unità Campano-Lucana e quelle delle Unità Lagonegresi, che sono imbricate a formare una parte considerevole delle unità alloctone affioranti nel settore assiale dell’ Appennino meridionale. In questo contributo consideriamo alcuni affioramenti isolati di carbonati di pertinenza campano-lucana come blocchi esotici delimitati alla base da superfici di scollamento immergenti verso l’avampaese. Questi, a lungo interpretati come parte integrante di un sistema di sovrascorrimenti di importanza regionale, potrebbero alternativamente essere considerati come il prodotto di un processo di dislocazione e di parziale riattivazione in regime distensivo delle precedenti superfici di sovrascorrimento. Dal Pleistocene diventano dominanti le faglie transtensive ad alto angolo, radicate in profondità, ed è attraverso la loro progressiva attività che si struttura e prende forma l’attuale deprerssione morfo-tettonica dell’alta Val d’Agri. Dal Pleistocene medio ad oggi prevale una tettonica distensiva. L’esistenza di un feedback positivo tra i processi di sollevamento ed erosione ha contribuito a determinare il progressivo approfondimento dei principali livelli di scollamento delle faglie dirette recenti, che tendono a localizzarsi sotto il sovrascorrimento basale delle Unità Lagonegresi.

Parole Chiave: Distensione post-orogenica, Appennino meridionale, sollevamento, faglie dirette a basso angolo. Key words: Post-orogenic extension, southern Apennines, uplift, low-angle normal faults.

_________________________ (*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli studi di Siena, Via Latrina, 8 – 53100, Siena, Italy. [email protected] (**) Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli studi della Basilicata, Campus di Macchia Romana – 85100, Potenza, Italy (***) IMAA-CNR, 85050, Tito Scalo (Potenza), Italy

The Apennine orogen is characterised by paired belts of contraction and extension which migrated eastward during the Neogene-Quaternary times. Since the Miocene, the eastward propagation of the fold-and-thrust structures was accompanied and followed by the development of post-orogenic normal faults related to the collapse of the chain. In southen Apennines, post-Messinian evolution is marked by a drastic slowdown of slab migration due to collision with the Apulian swell (GUEGUEN et alii, 1998). From this time onward, direct convergence has been accommodated mainly by sinistral transpression (CINQUE et alii, 1993; PIERI et alii, 1997). In the inner portion of the orogen, the eastward migration of the post-orogenic extensional front, accommodated by Pliocene low-angle normal faults (FERRANTI et alii, 1996) and by early Pleistocene normal to left-oblique transtensional faults (HIPPOLYTE et alii, 1994), determined the progressive fragmentation of the fold-and-thrust architecture. SW-NEdirected shortening in the frontal part of the southern Apennines ceased during the middle Pleistocene (PATACCA & SCANDONE, 2001). Afterwards, the deformation regime was dominated by NE-SW directed extension mainly accommodated by NW-SE trending high-angle normal faults. Pliocene to Quaternary extension was accompanied by intense uplift (CINQUE et alii, 1993). Intermediate to low-angle extensional contacts have been observed mostly at the base of blocks made up of platform carbonates. It seems likely that these extensional faults were active at shallow crustal levels during the late Pliocene-early Pleistocene times while coeval deep-seated thrusting affected the deepest structural levels, thus allowing efficient mechanical removal of hanging-wall material by footwall uplift coupled with enhanced erosion (MAZZOLI et alii, 2006). Starting from the middle Peistocene, the regional uplift was particularly concentrated within the extension-dominated, axial portion of the belt (SCHIATTARELLA et alii, 2003). Thus the present-day landscape of the western and axial sectors of the chain results from the interplay between regional uplift and fault displacement; this is morphologically reflected by the characteristic occurrence of mountain ranges separated from fault-bounded basins filled by recent continental deposits (Fig. 1).

THE HISTORY OF A POST-OROGENIC TROUGH

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belonging to the Campania-Lucania Platform are found east of the Agri basin. Scattered outcrops of platform carbonates are present in the north-easthern edge of the Agri Valley, to the east of Monte Volturino: these are generally interpreted as thrust remnants, or klippen, in the official cartography (CARTA GEOLOGICA D’ITALIA, 1969) as well as in more recent geological maps (e.g. LENTINI et alii 1991). In nearby areas, the basal contact of the klippen clearly crosscuts open folds in the footwall block (GUEGUEN et alii, 2007). We recently carried out an investigation of these exotic blocks in an attempt to unravel their origin and emplacement mechanisms.

THE BASAL TECTONIC CONTACT OF THE CAMPANIA-LUCANIA PLATFORM

Fig. 1 – High Agri Valley - Location map. Axial sector of the chain between dashed lines is indicated. Note it is marked by the occurrence of continental basins.

GEOLOGICAL SETTING The Val d’ Agri basin (Fig. 1), located in the axial part of the Campania-Lucania sector of the Southern Apennines, is a NWelongated basin filled by Quaternary continental deposits which cover down-thrown pre-Quaternary rocks of the Apenninic chain. Pre-Quaternary rock assemblages which floor the Val d’Agri basin and surrounding reliefs, largely consist of Mesozoic-Cenozoic platform rocks pertaining to the CampaniaLucania domain, in places tectonically overlain by deep-sea clays and sandstones of the Liguride nappe. Carbonate rocks of the Campania-Lucania domain were thrust onto coeval pelagic rocks that were deposited within the adjacent, more external Lagonegro basin and on younger Miocene synorogenic rocks. The main thrust contact is usually marked by a pervasive cataclastic texture mostly developed at the expenses of brittle carbonate rocks of the hangingwall. In the thrust footwall, the Lagonegro units consist of Triassic-Miocene carbonates, siliceous marls and siliciclastics that were, in turn, intensely duplicated and folded (SCANDONE, 1972). The rocks belonging to the Lagonegro units are thrust over buried 6-7 km-thick Mesozoic-tertiary, shallow-water carbonates and overlying Pliocene siliciclastics, that represent the westerly continuation of the Apulia platform foreland and that were, in turn, affected by contractional deformations during the Pliocene-Pleistocene time interval (CORRADO et alii, 2005). Pelagic rocks of the Lagonegro Basin mainly outcrop on the eastern side of the high Agri Valley and in sparse tectonic windows beneath the Monti della Maddalena thrust sheet in its western edge. Conversly, limited outcrops of neritic carbonates

Within the Apenninic Chain, the Late Cretaceous to Miocene terrigenous cover rocks were detached from the mesozoiccenozoic Lagonegro substratum along decoupling horizons and passively thrust onto the upper Pliocene clastics of the Bradanic Foredeep (LENTINI et alii, 2002). Similarly, the tectonic, structurally complex relationships between the Lagonegro Basin units and overlying Campania-Lucania Platform units observed in the M. Volturino area can result from the activation of foreland-directed, extensional detachment faults. These would have locally reactivated pre-existing thrust surfaces. Our investigation was focussed between the frontal part of the thrust sheet and the easternmost klippen of platform carbonatic rocks. At the base of the main thrust of the Apenninic platform on the Lagonegro Units an important shear zone is developed in the Lagonegro deep-sea rocks. Interestingly, the base of the klippen generally lacks a well-developed shear zone, but is rather marked by cataclasites. Detailed mapping of these exotic blocks revealed the presence of widespread normal faults connected to low-angle detachments activated along mechanically weak horizons at shallow structural levels, corresponding to the uppermost portions of the Lagonegro units. To the SW of Mt. Volturino deep-sea sedimentary rocks of the uppermost Liguride units resting directly on the Lagonegro units, that occupy a much deeper position within the thrust pile, documents the presence of a low-angle extensional fault. This interpretation is broadly consistent with the history of late Pliocene exhumation proposed for the Lagonegro Basin strata based on by apatite fission track age data (CORRADO et alii, 2005).

PLEISTOCENE-TO-PRESENT EVOLUTION In addition to the exhumation controlled by low-angle normal faults, further uplift and tectonic unroofing was achieved by a more recent system of high-angle, normal/transtensional faults whose activation from Middle Pleistocene time onwards, led to the development of the Agri Valley basin. Basinward-dipping, high-angle faults are associated with mature fault-line scarps, and form a regular staircase profile sloping towards the valley depocentre (MASCHIO et alii, 2005). High-angle faults are marked by

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cataclastic shear bands and by a polished and planar slip surfaces (e.g. see also FERRANTI et alii, 2007). Fault-kinematic data from the paleosoil document faulting consistent with a mean NW-SE direction of extension active after 40ka (GIANO et alii, 2000). Careful observation and detailed mapping reveal a complex tectonic history, characterized by the superposition of geometrically and kinematically distinct fault sets.

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CONCLUDING REMARKS The present morphologic-structural frame of the high Agri Valley results from the superposition of post-orogenic extensional tectonics onto a pre-existing contractional, thrustdominated architechture. Low-angle extensional faults, active during the PliocenePleistocene time interval, were responsible early tectonic exhumation and unroofing processes, mostly localised at the front of the Campania-Lucania Platform. Extension within the structurally uppermost units is documented by the occurrence of highly discontinuous slivers of platform rocks pertaining to the Campania-Lucania unit, bounded by shallow tectonic contacts and sandwiched between pelagic deposits pertaining to the Ligurian and Lagonegro domains, respectively. Kinematic complexities and significant differences in fault rocks suggest that original thrust contacts were truncated and/or partly reactivated as low-angle detachments. Low-angle normal faults were, in turn, truncated by more recent, high-angle normal fault sets that became the dominant structural features since Pleistocene time onwards, leading to the development of the Agri Valley basin. The geometrical and kinematic relationships amongst faults of different generations suggest a positive feedback between uplift and erosion during post-orogenic extension; it seems likely that progressive exhumation and unroofing were achieved by activation of sequentially deeper detachments located below the sole thrust of the Lagonegro Units.

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 48-50, 2 ff.

Geometric and Kinematic modeling of the thrust fronts in the Montello-Cansiglio area from geologic and geodetic data (Eastern Southalpine Chain, NE Italy). PIERFRANCESCO BURRATO (*), PAOLO MARCO DE MARTINI (*), MARIA ELIANA POLI (°) & ADRIANO ZANFERRARI (°)

RIASSUNTO Modellizzazione geometrica a cinematica da dati geologici e geodetici delle strutture compressive nell’area Montello-Cansiglio (Catena Sudalpina Orientale, Italia nord-orientale). Questo lavoro è dedicato allo studio delle geometrie e dei ratei di deformazione di breve e medio termine delle strutture compressive attive facenti parte dei fronti esterni della Catena Sudalpina, nel settore dell’anticlinale del Montello. Il metodo adottato utilizza informazioni derivate dall’analisi di una linea geodetica di primo ordine dell’IGM, combinate con osservazioni geofisiche, geologiche e geomorfologiche di superficie e di sottosuolo. La linea geodetica presa in esame mostra lungo alcuni suoi segmenti dei movimenti verticali relativi, positivi rispetto ai segmenti adiacenti (maggiori sollevamenti). Questi segnali geodetici, ottenuti dal confronto delle quote dei capisaldi misurate durante due distinte campagne separate da un intervallo di tempo di circa 50 anni, avvengono in corripondenza dell’attraversamento di faglie cieche e sono stati quindi interpretati come dovuti all’attività di queste strutture sepolte. Per l’interpretazione, è stata costruita una sezione geologica che segue la traccia della linea di livellazione, ed è stato quindi modelizzato il segnale geodetico adottando un metodo diretto. Nel modello, le geometrie di partenza delle faglie sono state prese dalla sezione geologica, e sono state poi modificate per riprodurre il segnale geodetico. Una volta fissate le geometrie delle faglie, gli uplift rate sono stati convertiti in slip e shortening rate e comparati con: 1- i ratei di medio e lungo termine derivati dalle osservazioni geologiche e geomorfologiche per evidenziare eventuali cambiamenti nel tempo; e 2- con i tassi di convergenza GPS per studiare la partizione delle deformazione tra i diversi fronti. Infine sono state usate relazioni analitiche ed empiriche per stimare la massima magnitudo e i tempi di ricorrenza dei potenziali futuri terremoti.

work is to constrain the geometry of the active thrusts and to compute the corresponding rates of deformation. In addition we present an evaluation of the seismic potential of the seismogenic sources estimating the maximum magnitude of the potential earthquakes associated to the individual structures and their recurrence interval. The active tectonics of the study area is the result of the relative motion of Africa and its northern Adriatic promontory with respect to Europe (e.g. CASTELLARIN, 2004). The analysis of the GPS velocities predicts a counter clockwise motion of the Adriatic block around a pole located in the western Alps (e.g. SERPELLONI et alii, 2005). This motion produces increasing convergence from west to east, which is matched by a similar increase of the seismic moment release. According to this model, in the Veneto Region N–S to NNW–SSE convergence is inferred to be in the order of about 1,5 mm/a (e.g. D'AGOSTINO et alii, 2005; GRENERCZY et alii, 2005). The Neogene-Quaternary ESC is part of the S-verging

Key words: Montello anticline, slip rates, Eastern Southalpine Chain, NE Italy.

INTRODUCTION We present a study of the external thrust fronts of the Eastern Southalpine Chain (ESC) in the Montello-Cansiglio area (Fig. 1) using a combination of surface and subsurface geologic, morphotectonic and geodetic data. The aim of this _________________________ (*) Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, Sezione Sismologia e Tettonofisica, Roma (°) Dipartimento di Georisorse e Territorio, Università di Udine

Fig. 1 – Regional tectonic sketch of northeastern Italy and western Slovenia. The black dots highlight the trace of the leveling line used in this work (from BURRATO et alii, 2008, modified).

backthrust chain of the Alps. West of the Tagliamento River, the ESC structures follow a WSW-ENE trend, and the activity of the main thrust fronts steadily migrated southwards (DOGLIONI, 1992; CASTELLARIN & CANTELLI, 2000). The more external contractional structures are the Bassano– Valdobbiadene Thrust (BV Thrust in Fig. 1), associated with the uplift of the mountain front (DOGLIONI, 1992), and in a

SHORT AND LONG-TERM DEFORMATION RATES OF THE MONTELLO ANTICLINE more external position, a system of growing mainly blind thrusts running at the boundary between the Prealpine relief and the plain areas (Fig. 1). This system is composed of several fault segments identified by GALADINI et alii (2005), which produce the uplift of Neogene–Quaternary deposits and along its eastern portion border the mountain front of the Carnian Prealps. The Montello-Conegliano Thrust (MC Thrust in Fig. 1) is the leading thrust of the ESC in the study sector. Its activity is expressed by the uplift and warping of Upper Miocene and Upper Pliocene Pleistocene deposits, forming the exposed Montello anticline (FERRARESE et alii, 1998; BENEDETTI et alii, 2000; FANTONI et alii, 2001; FANTONI et

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GROUP, 2007; GALADINI et alii, 2005). In addition, shallower M 5–6 events generated by smaller secondary structures pose a not negligible hazard to the region at a more local scale. In this contest, the almost continuous seismogenic belt that follows the most external ESC thrust front from the Tagliamento River (epicentral area of the Mmax 6.3 1976 seismic sequence) westward to Bassano (epicentral area of the Mw 6.6 1695 earthquake) is interrupted in the area of the Montello anticline (CPTI WORKING GROUP, 2004), with no earthquakes during the last 700 years (considered the interval of completness of the catalogue for events of M 6+) (Fig. 2). METHOD

Fig. 2 – Map of historical and instrumental seismicity from the CPTI04 Catalogue (CPTI Working Group, 2004) and the 1977–2001 OGS Annual Bulletin (available from: http://www.crs.inogs.it/). (from BURRATO et alii, 2008, modified).

alii, 2002) one of the most impressive folds emerging from the Venetian and Friulian Plain. Surface and subsurface geological, geophysical and structural data show that the MC Thrust is a 35 km long fault that dies out to the east where it is overridden by the neighbouring Cansiglio Thrust (CA Thrust; GALADINI et alii, 2005). To the west the MC Thrust has a right-stepping enechelon relationship with the adjoining Bassano-Cornuda Thrust (BC Thrust in Fig. 1). To the north of the MC Thrust the eastern portion of the BV Thrust is found at the base of the mountain front (Fig. 1). The area comprised between the two thrust fronts is characterized by the presence of a triangle zone formed by the BV Thrust and by a back-thrust splaying-off the MC Thrust. The recent activity of the MC Thrust is testified by several Middle and Upper Pleistocene warped terraces of the Piave River paleo-course flanking the western termination of the fold (e.g. BENEDETTI et alii, 2000 and references threin), and by the eastward deflection of the Piave River around the growing anticline. Conversely, evidence of recent activity of the BV Thrust are more sparse and not conclusive (GALADINI et alii, 2001). To the east, Late Quaternary activity of the CA Thrust is shown by morphotectonic evidence and folding and faulting of LGM slope deposits (GALADINI et alii, 2005). Ongoing seismic activity of the ESC results in several destructive M 6+ earthquakes that have been positively associated to individual segments of the external thrust fronts (BASILI et alii, 2008; BURRATO et alii, 2008; DISS WORKING

Our analysis focalized along the trace of the high precision IGM geodetic levelling line “Mestre-Polpet” that runs in a N-S direction from the plain near Venice to the inner sector of the Venetian Prealps near Belluno, and crosses both the MC-CA and BV thrust fronts (Fig. 1). We analyzed relative elevation changes measured by the geodetic line in a 50 years long time interval, referring them to the first nodal benchmark of the line considered as having a stable elevation (see D’ANASTASIO et alii, 2006 for an explanation of the method). This study highlighted the occurrence of some segments of the line characterized by positive vertical relative motions with respect to nearby segments. These vertical movements, occurring at the crossing of the ESC thrust fronts, are local signals with a wavelength up to several kilometers superposed to a regional uplift trend. One of these sectors was already studied and linked to the active growing of the Montello anticline (DE MARTINI et alii, 1998). In this study, we adopted a forward modeling procedure for the local geodetic uplift signals to estimate the thrusts recent activity. To reconstruct the starting geometry of our model we used available seismic exploration data combined with surface geologic and morphotectonic observations, and produced a detailed geologic section along the trace of the leveling line. The geometric parameters of the thrust derived from this section (i.e. strike, angle of dip, depth) were used as input parameters for the modeling of their expected vertical surface dislocation. The results of the modeling were compared to the registration of the geodetic line to derive range values of the principal geometrical fault parameters. Once the geometry of the active thrust faults were known, we converted the short-term uplift rates obtained from the analysis of the geodetic line into slip and shortening rates. Then, we compared them with: 1- the long- and mid-term geologic/geomorphic slip rates to check for variations through time; and 2- to the GPS shortening budget in order to examin the partitioning of the deformation across the different ESC thrust fronts. Finally, since the area we studied is a seismic gap (Fig. 2) we also used analytical (e.g. HANKS & KANAMORI, 1979) and empirical (e.g. WELLS & COPPERSMITH, 1994) relationships to figure out maximum magnitude and recurrence interval of possible future earthquakes.

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P. BURRATO ET ALII

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 51-54, 4ff

The Pliocene-Quaternary salient structures of the Central and Southern Apennine chain inherited from pre-thrusting normal faults FERNANDO CALAMITA(*), PAOLO ESESTIME(*), PAOLO PACE(*), WERTER PALTRINIERI (*) , VITTORIO SCISCIANI(*) & ENRICO TAVARNELLI(°) RIASSUNTO Le strutture arcuate plio-quaternarie della catena dell’Appennino centromeridionale ereditate dalle faglie normali pre-sovrascorrimento Sulla base di dati geologico-strutturali e dell’interpretazione di profili sismici a riflessione viene proposto un modello di tettonica d’inversione per le strutture arcuate dell’Appennino centrale (Monti Sibillini-Olevano-Antrodoco, Montagna dei Fiori-Gran Sasso e Maiella-Sangro-Volturno) e della catena apula sepolta dell’Appennino meridionale (Struttura di Setteporte) che considera i sovrascorrimenti ad andamento N-S prodotti dalla completa inversione in transpressione delle faglie normali pre-thrusting, con sviluppo di anticlinali d’inversione debolmente asimmetriche. Mentre per i sovrascorrimenti ad andamento NW-SE con cinematica inversa, il modello propone l’inversione dei tratti a basso angolo delle faglie normali presovrascorrimenti nella crosta medio-inferiore e una loro traiettoria di short-cut attraverso le faglie preesistenti nel settore superiore della crosta, con sviluppo di anticlinali di short-cut, marcatamente asimmetriche. In tale contesto, il pattern delle faglie normali pre-thrusting è ereditato nelle strutture arcuate della catena dell’Appennino centrale e meridionale, ove i back-limb delle anticlinali di short-cut sono poco sviluppati e caratterizzate da faglie normali pre-thrusting che terminano in prossimità dei settori ad andamento N-S dei salienti stessi della catena, generalmente riattivate durante l’estensione quaternaria.

Key words: Salient structures, structural inheritance, Adria paleomargin, Central Apennines, Southern Apennines.

INTRODUCTION The central Apennine Chain has been described as a foldand-thrusts belt dominated by a thin-skinned tectonic style, that implies high estimates of orogenic shortening (BALLY et alii, 1988; GHISETTI & VEZZANI, 1990) or according to a thickskinned tectonic style, that implies a more conservative estimate of contraction (CALAMITA et alii, 2004; BOCCALETTI et alii, 2005; FINETTI et alii, 2005a-b). CALAMITA & DEIANA (1988), TAVARNELLI (1996), CALAMITA et alii (2002), SCISCIANI et alii (2000; 2002) have documented the inheritance of the Mesozoic paleomargin on the NeogeneQuaternary evolution of the Central Apennine Chain, emphasizing buttressing geometries and short-cut trajectories of the thrust planes through the pre- and syn-orogenic normal faults. A total, reverse-reactivation of the pre-existing normal faults has been proposed by DECANDIA (1982), ARGNANI & GAMBERI (1996), ALBERTI (2000), TOZER et alii (2002), and BUTLER et alii (2004).

The aim of this paper is to reconstruct a crustal scale 3D model of tectonic inversion of the pre-thrusting normal faults (i.e., the Mesozoic pre-orogenic and the Messinian-Pliocene syn-orogenic normal faults) on the Pliocene-Quaternary development of salient structures in the outer Central Apennines (i.e., the Sibillini Mts-Olevano-Atrodoco, Montagna dei Fiori-Gran Sasso and Maiella-Sangro-Volturno thrusts) and in the buried chain of the Southern Apennines (e.g., the Setteporte structure) based on surface geological and structural data, and on seismic interpretation of industrial and public deep reflection profiles (Fig. 1). DISCUSSION Salient geometries of the thrust fronts are a common feature in the Central and Southern Apennines with arcuate shaped thrusts at different scales. The Sibillini Mts, Gran Sasso, Montagna dei Fiori and Maiella thrusts and related anticlines trend NW-SE to NNW-SSE and are bounded by WSW to SW dipping normal faults in their back-limbs. These normal faults developed before the Pliocene-Pleistocene contractional deformation and were active during Mesozoic (pre-orogenic) and Miocene-early Pliocene (syn-orogenic) times. The relationships between pre-existing normal faults and the subsequent compressive structures suggest that the thrust planes truncated with a short-cut trajectory the steeper segments of the older discontinuities. The Maiella anticline connects the Central Apennine fold and thrust system to the Apulian Chain buried below the allochthonous units of the Southern Apennines. A pre-thrusting normal fault, Messinian-early Pliocene in age, is located in the western limb of the fold. Field and subsurface data collected along the forelimb of the anticline reveal pre-existing normal faults that have been rotated and truncated by a buried thrust following a short-cut trajectory (Fig. 2a1). Immediately to the east of the Maiella fold, the buried Casoli-Bomba structure shows similar relationships between pre-existing faults and _________________________ (*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università “G- d’Annunzio” di Chieti-Pescara, Campus universitario Madonna delle Piane, Via dei Vestini n° 30, 68013 Chieti Scalo (CH), Italy; e-mail: [email protected] (°)Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Siena, via Laterina n°5, 56100 Siena, Italy.

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F. CALAMITA ET ALII

Fig. 1 – Structural map of the Central Apennines; boxes indicate the study area. SVL.: Sangro-Volurno Line; OAL: Olevano-Antrodoco Line.

Fig. 2 – Examples of fault-thrust planes interaction from the Maiella anticline (cross section - a), the Gran Sasso area (photo of outcrop– a1), the Casoli-Bomba anticline (line drawing of seismic reflection profile - b), the Setteporte anticline (line drawing of seismic reflection profile - c) and the Sabina fault (cross section and relative restored template – c1). 1: Apulian carbonate platform Unit (Miocene-Triassic); 2: Siliciclastic deposits (Messinian-early Pliocene; 3: Allochthonous Molise-Sannio Units and overlaying thrust-top basins (CretaceousPliocene).

THE PLIOCENE-QUATERNARY SALIENT STRUCTURES OF THE CENTRAL AND SOUTHERN APENNINE

compressive structures with a prominent west-dipping synorogenic normal fault in the back-limb that was later rotated assuming the configuration of high-angle reverse fault and was partially complicated by minor back-thrusts (Fig. 2b1). Seismic line interpretation allowed us to reconstruct the three-dimensional pattern of the buried Apulian thrusts (e.g., the Setteporte structure), trending N-S, NNW-SSE and E-W, and parallel to the normal faults of the foreland area, which are related to the Pliocene-Quaternary flexure. Detailed reconstructions show main N-S/NNE-SSW trending thrusts, merging into NW-SE/E-W trending minor thrusts and backthrusts, characterized by push-up geometry, typically referable to a transpressive deformation (ESESTIME et alii 2006) and/or to the positive reactivation of normal faults (Fig. 2c). Several analogies with the buried Setteporte structure has been observed in the field along the Sabini Mts where structural data reveal a principal west-dipping thrust fault and related fold oriented N-S to NNE-SSW, with a gently asymmetric profile,

Fig. 3 – Crustal inversion tectonic model showing the control of pre- and syn-orogenic normal faults (A) on the salient geometry of the CentralSouthern Apennines (B). In the salient structure (B), the N-S trending thrusts represent the full inversion of the pre-thrusting normal faults according to a transpressive deformation (section c), whereas the NW-SE trending thrusts inverted only the low-angle portion of pre-thrusting normal faults in the middle-lower crust and displaced by short-cut the normal faults in the upper crust (sections a and b). 1) Crust; 2) sedimentary succession (?)Permian/Triassic-Miocene.

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and near-parallel high-angle transpressive or strike-slip faults in the back-limb (Fig. 2c2). The final geometry of the Sabina Mts structure and stratigraphic field data suggest that the fold has been originated from positive inversion, with complete reactivation of a Mesozoic normal fault.

CONCLUSIONS In the frontal sector of the Central-Southern Apennines, geological data integrated with seismic line interpretation allowed us to propose a crustal inversion tectonics model of pre-thrusting normal faults (Mesozoic pre-orogenic and Messinian-Pliocene syn-orogenic faults) on PlioceneQuaternary salient thrusts development (Sibillini Mts-OlevanoAtrodoco, Sabini Mts, Montagna dei Fiori-Gran Sasso and Maiella-Sangro-Volturno in the Central Apennines and of the Setteporte in the buried Apulian chain of the Southern Apennines). In the NW-SE/WNW-ESE trending sector of salient structures of the chain, the thrusts reverse-reactivated the low angle portion of pre-existing normal faults in the middle-lower crust, where these structures are probably replaced by shear zones. The upper, steeper parts of the pre-existing normal faults were instead truncated and passively carried piggy-back by thrusts propagating with short-cut trajectories, originating complex composite thrust-related anticlines (“short-cut anticlines” Figs. 2a, a1, b, and Figs. 3a-b). By contrast, the N-S trending thrusts were produced by complex reverse reactivation of prethrusting normal faults in a context of a transpressive deformation (“full inversion anticlines” - Figs. 2c, c1 and Fig. 3c). In this framework within the salient, the pre-thrusting normal faults, parallel to the short-cut anticlines, terminate toward the SE near the N-S trending segments of the thrust planes as illustrated in the 3D crustal inversion tectonic model of Figure 4. During the Quaternary, the extensional tectonics, affecting the

Fig. 4 – Crustal 3D inversion tectonic model showing the control of prethrusting normal fault on the salient geometries of the Central-Southern Apennines. In “a” the pre-existing normal fault terminates abruptly along the N-S trending thrust, whereas in “b” the normal fault show a tip in the hangingwall block of the thrust.

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F. CALAMITA ET ALII

axial zone of the Central Apennines, reactivated the NWSE/WNW-SSE pre-thrusting normal faults as documented by geological (e.g., the development of intra-mountain tectonic depressions) and seismological data.

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 55-58, 5 ff.

La complessa geologia 3D dell'area epicentrale del terremoto di San Giuliano, basata su rilevamento strutturale e indagini gravimetriche. RICCARDO CAPUTO (*), PETER KLIN (°), LAURA MARELLO (°). RINALDO NICOLICH (^), FRANCESCO PALMIERI (°), & ENRICO PRIOLO (°) ABSTRACT The complex 3D geology of the 2002 San Giuliano epicentral area based on structural mapping and gravimetric survey The epicentral area of the 2002 San Giuliano (Molise, Italy) earthquake has been largely investigated for better understanding the important site effects observed. Among the several approaches that have been applied, in this short note we present the results of a detailed geological-structural mapping and of a gravimetric survey. The former methodological approach allowed to reconstruct the superficial and shallow geology of the area documenting a polyphased tectonics characterised by several low-angle, NW-SE trending, NE-vergent thrust units cut by NNW-SSE trending both negative and positive flower structures. On the other hand, the geophysical approach allowed to confirm the superficial geological inferences and to constrain at greater depth the 3D geology, both in term of sedimentary and tectonic distribution. The results of this integrated analysis were then used for numerical modelling simulating the ground accelaration within the epicentral area.

stessa area, è stata effettuata una campagna di misure gravimetriche con lo scopo di dedurre, dalle anomalie del campo gravitazionale, la distribuzione delle densità nel sottosuolo, permettendo, così, di meglio definire la geometria, lo spessore, l’assetto tettonico, etc, degli elementi geologici che caratterizzano questo sito. Il confronto incrociato dei risultati ottenuti con i due approcci indipendenti ha permesso di vincolare fortemente la geologia del sottosuolo nell'area epicentrale e di ricostruire un modello geologico 3D. Nell'ambito degli stessi progetti DPC, tale modello è stato successivamente utilizzato per le simulazioni numeriche finalizzata a riprodurre (con successo) gli effetti di sito osservati durante il terremoto. RISULTATI DELLE INDAGINI GEOLOGICHE

Key words: structural geology, gravimetric survey, epicentral area, Central Apennines

INTRODUZIONE Nell'ambito dei progetti di interesse strategico per il Dipartimento della Protezione Civile (2005-2006), l'area epicentrale del terremoto di San Giuliano di Puglia (31 ottobre 2002) è stata oggetto di numerose ricerche scientifiche. In questa breve nota, sono descritti e discussi i risultati ottenuti mediante due approcci metodologici, distinti ma fortemente complementari, l'uno di carattere geologico, l'altro geofisico. In particolare, è stato effettuato un rilevamento geologico, strutturale e geomorfologico di dettaglio principalmente finalizzato alla ricostruzione delle geometrie delle unità stratigrafiche principali e delle strutture tettoniche maggiori che interessano questo settore dell'Appennino meridionale. Nella _________________________ (*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Ferrara, via Saragat 1, 44100 Ferrara ([email protected]) (°) Istituto Nazionale di Oceanografia e Geofisica Sperimentale, Borgo Grotta Gigante 42/C, 34010 Sgonico (TS). () Geological Survey of Norway, Trondheim, Norway. (^) Dipartimento di Ingegneria Civile ed Ambientale, Università di Trieste, P.le Europa 1, 34127 Trieste. Lavoro eseguito bell’ambito del progetto DPC-INGV 2006-07, con il contributo finanziario del DPC, INOGS e Università della Basilicata.

Da un punto di vista strutturale, l’area è interessata da una serie di falde di ricoprimento appenniniche caratterizzate da un sistema di sovrascorrimenti con andamento medio circa NO-SE e vergenza nordorientale. Profili di sismica a riflessione e di pozzi per l'esplorazione petrolifera hanno permesso di vincolare lo spessore delle falde di ricoprimento. Nell'area di indagine, che rappresenta il settore esterno del cuneo orogenico appenninico, ad appena 5 km dai depositi affioranti di avanfossa ed a meno di 10 km dal fronte sepolto dell'alloctono (PATACCA E SCANDONE, 2004), tale spessore è di appena 2.02.5 km. Le falde poggiano su un basamento rigido di dolomie e calcari (Mesozoico-Triassico) la cui continuazione orientale affiora nel promontorio del Gargano, nel basso Molise e a Nord dell’area di Capitanata. Il lavoro di terreno, che per completezza è stato svolto su un'area più vasta, è stato effettuato alla scala 1:10.000 sulle CTR della Regione Molise e comprende i paesi di San Giuliano, Bonefro, Santa Croce e Colletorto. La carta geologica rappresentata in Figura 1 è limitata ad un quadrato di 6 km di lato corrispondente all'area dove è stato effettuato il rilievo gravimetrico. Lo scollamento basale separa le unità alloctone dai depositi pliocenico-quaternari dell'avanfossa bradanica settentrionale in successione stratigrafica sul substrato carbonatico di pertinenza apula. Le scaglie tettoniche che sono state riconosciute e ricostruite nell'area di indagine sono costituite da due unità stratigrafiche principali. La prima è la Formazione Faeto costituita da calcari marnosi e marne bianche e rosate con intercalazioni di biocalcareniti e calciruditi torbiditiche in strati

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R. CAPUTO ET ALII

Le unità alloctone così strutturate sono state successivamente coinvolte da un diverso regime tettonico che ha generato faglie ad assetto da verticale ad alto angolo, mediamente orientate NNO-SSE e con prevalente cinematica trascorrente destra. Tali strutture dissecano in modo obliquo e dislocano anche di centinaia di metri le precedenti strutture contrazionali a basso angolo generalmente orientate NO-SE. L'attivazione di questi sistemi di faglie ha localmente dato luogo a tipiche strutture a fiore, come quella su cui si trova il paese di San Giuliano. Non è chiaro se tali strutture trascorrenti interessano soltanto il cuneo alloctono superficiale oppure se coinvolgono anche i calcari della sottostante piattaforma apula. Le dimensioni pluri-chilometriche delle faglie osservate in campagna e l'entità dei rigetti stimati fanno propendere per questa seconda ipotesi suggerendo la riattivazione di discontinuità meccaniche ereditate da fasi tettoniche mesozoiche o prodottesi durante la flessurazione prima che la piattaforma carbonatica sottoscorresse nella sua posizione attuale. Per le finalità del progetto, i dati strutturali disponibili permettono di ricostruire, con ragionevole certezza, la geologia del sottosuolo fino ad una profondità di almeno 1,5 km.

Fig. 1 – Carta geologico-strutturale di dettaglio dell’area di San Giuliano. Il riquadro tratteggiato delimita l’area di lato 2 km per la quale è stato costruito il modello digitale 3D.

da centimetrici a decimentrici, di età Serravalliano-Tortoniano (FESTA et al., 2006). Tale unità affiora estesamente sia in tagli naturali che stradali e, verso l'alto, passa stratigraficamente ad una successione di argille marnose grigio azzurre e marne argillose con intercalazioni di arenarie, di età TortonianoMessiniano chiamate Formazione di Vallone Ferrato da FESTA et al. (2006) e note anche con il nome di Unità di Toppo Capuana. Gli affioramenti di questa seconda litologia sono generalmente più rari (es. 1 km NNE dell'abitato di San Giuliano o lungo la strada tra San Giuliano e Colletorto) e danno luogo a diffusa reptazione, movimenti di massa lungo i versanti (anche se di debole inclinazione) e a numerosi fenomeni franosi principalmente per colata rapide (debris flow) e secondariamente con meccanismi di roto-traslazione. La deposizione della Formazione di Vallone Ferrato è probabilmente perdurata anche durante le prime fasi contrazionali, inizialmente caratterizzate dallo sviluppo di pieghe per propagazione di faglia, e ciò ha causato variazioni laterali sia di facies che di spessore. Localmente, come a sud ed a ovest di Santa Croce, affiorano dei materiali prevalentemente argillosi a struttura caotica e non attribuibili con certezza ad alcuna unità stratigrafica. Essi rappresentano un melanges di origine tettonica generalmente sviluppatosi alla base dei sovrascorrimenti a spese di argille policrome e calcareniti torbiditiche probabilmente appartenenti alla formazione del Flysch Rosso.

Fig. 2 – Alcuni esempi di sezioni geologico-strutturali orientate est-ovest a partire dalle quali è stato costruito il modello digitale 3D.

3D COMPLEX GEOLOGY OF THE 2002 SAN GIULIANO EPICENTRAL AREA

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Sulla base delle indagini di terreno, della relativa rappresentazione cartografica e di vincoli stratimetrici ed utilizzando profili sismici e dati di pozzi ministeriali è stato possibile costruire dei profili geologici seriali (orientati E-O) interpretando il sottosuolo fino ad una profondità di circa 1,5-2 km (Figura 2). I risultati delle indagini geologiche documentano una strutturazione polifasica di questo settore di catena. L'area è stata coinvolta dalle fasi compressive appenniniche che hanno causato l'impilamento di diverse unità tettoniche mediante l'attivazione di un complesso sistema di sovrascorrimenti embriciati a vergenza ENE. Successivamente, tale strutturazione contrazionale associata a sovrascorrimenti a basso angolo è stata coinvolta da una serie di faglie subverticali con prevalente cinematica trascorrente che ha dato luogo a geometrie a fiore sia positive, sia negative. Una simile evoluzione è stata proposta anche in altri settori dell'Appennino centrale (e.g. DI BUCCI et al., 1999) RISULTATI DELLE INDAGINI GRAVIMETRICHE Il rilievo gravimetrico ha interessato un’area, centrata sull’abitato di San Giuliano di Puglia, di circa 36 km2. Sono state effettuate misure in 248 punti, riferiti gravimetricamente all’eccentrico della stazione assoluta di Troia (FG), che sono stati successivamente elaborati, applicando le correzioni standard con densità di 2.1 g/cm3, calcolata applicando il metodo di Nettleton, per ottenere la mappa delle anomalie di Bouguer.

Fig. 3 – Mappa delle anomalie di Bouguer dell'area epicentrale di San Giuliano.

Fig. 4 – Mappa delle anomalie di Bouguer dell'area epicentrale di San Giuliano filtrata con lunghezza d'onda 60 km, all’interno del mantello terrestre) dovrebbe essere un processo frequente secondo esperimenti di torsione effettuati ad elevate pressioni di confinamento e studi teorici e di terreno. Per esempio, alcuni sismologi hanno invocato la produzione di fusi sismici durante il terremoto Mw 8.3 della Bolivia del 1994, enucleato ad una profondità di 600 km, per giustificare la bassa efficienza sismica di quel terremoto. Per studiare le proprietà meccaniche (reologiche) dei fusi di frizione e la resistenza dei piani di faglia durante rotture sismiche in rocce di mantello, sono stati effettuati una serie di esperimenti con le peridotiti (tipiche rocce di mantello) di Balmuccia (Zona di Ivrea, Italia). I provini di roccia dal diametro di 21.8 mm, sono stati sottoposti a sforzi normali di 5.4-16.1 MPa, velocità di scivolamento (sismiche) di 0.23-1.14 m/s e rigetti compresi tra 1.5 e 71 m. Durante ogni esperimento si è osservata una complessa evoluzione della resistenza di attrito con il rigetto consistente con l’evoluzione dei prodotti di faglia (da aggregati granulari a fusi di frizione). In particolare, la formazione di un livello continuo di fuso sulla superficie di scivolamento, che avviene nei primi secondi dall’inzio della prova, comporta la lubrificazione della faglia sperimentale e il raggiungimento di resistenze per attrito circa nulle. L’estrapolazione di questi risultati sperimentali alle condizioni di mantello suggerisce che le cadute di sforzo cosismiche (dynamic stress drops) durante terremoti profondi sono estremamente grandi, favorendo la propagazione della rottura e la generazione di grandi terremoti.

Key words: Earthquake physics, Friction Experiments, Frictional Melting, Microstructures, Peridotite, Pseudotachylyte.

_________________________ (*) Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, Via di Vigna Murata 605, 00143, Roma, Italy. (**) Dipartimento di Geoscienze, Università di Padova, Via Giotto 1, 35137 Padova, Italy. (***) Department of Earth and Planetary Systems Science, Hiroshima University, Higashi-Hiroshima 739-8526, Japan. (****) Kochi Institute for Core Sample Research, JAMSTEC, 200 Monobe-otsu Nankoku, Kochi, 783-8502, Japan . G. Di Toro expenses are covered by The European Research Council Starting Grant No. 205175.

The evolution of the frictional strength along a fault at seismic slip rates (about 1 m/s) is one of the main factors controlling earthquake mechanics (KANAMORI & BRODSKY, 2004; DI TORO et alii, 2006). In particular, friction-induced rock melting and melt lubrication during seismic slip may be typical at mantle depths, based on field studies (UEDA et alii, 2008; ANDERSEN & AUSTRHEIM, 2006; PICCARDO et alii, 2008), seismological evidence (KANAMORI et alii, 1998;

Fig. 1 – Esperimento tipo. Per simulare condizioni mantelliche caratterizzate da bassa fugacità di ossigeno, questo esperimento (HVR651) è stato effettuato sotto un flusso di Argon. L’evoluzione della resistenza per attrito con il rigetto è complessa: dopo un primo picco (corrispondente ad un coefficiente di attrito di circa 0.7, tipico per queste rocce), l’attrito decresce per poi risalire verso un secondo picco e quindi diminuire nuovamente fino a raggiungere un valore stabile (steady-state). Fig. 1 - Typical experiment. To simulate low oxygen fugacity mantle conditions, this experiment (HVR651) was performed under Argon flux. The evolution of the shear stress with slip is complex: after a first peak in friction (which corresponds to a coefficient of friction of about 0.7, typical value for peridotite), friction decreases and then increases again towards a second peak. Eventually, shear stress evolves towards steady-state.

BOUCHON & IHMLÉ, 1999), torsion experiments (BRIDGMAN, 1936) and theoretical studies (GRIGGS & HANDIN, 1960; KELEMAN & HIRTH, 2007). To investigate the (1) dynamic strength of faults and (2) the frictional melting processes in mantle rocks, we performed 20 experiments with peridotite in a high-velocity rotary shear apparatus. The peridotite is a subcontinental lherzolite from Balmuccia (Ivrea Zone, Italy, RIVALENTI et alii, 1981). Experiments were conducted on

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G. DI TORO ET ALII

Fig. 2 – Evoluzione delle microstrutture con il rigetto. Esperimenti interrotti a rigetti crescenti a parità di sforzo normale (13 MPa) e velocità di scivolamento (1.2 m/s), mostrano l’evoluzione del materiale di faglia con durante le prove. La complessa fase iniziale della resistenza di taglio corrisponde alla produzione di aggregati granulari. La diminuzione graduale verso le condizioni stazionarie corrisponde alla produzione di un livello continuo di fuso di frizione. Fig. 2 - Microstructural evolution of the slipping zone with displacement. Experiments performed at identical normal stress (13 MPa) and slip rate (1.2 m/s) but interrupted at increasing displacements, revealed that second strengthening was associated with the production of a highly viscous grainsupported melt-poor layer, while second weakening and steady-state with the formation of a continuous melt-rich layer.

cylindrical samples (21.8 mm in diameter) over a wide range of normal stresses (5.4 to 16.1 MPa), slip rates (0.23 to 1.14 m/s) and displacements (1.5 to 71 m). The dynamic strength of experimental faults evolved with displacement (Fig. 1): after a first peak (first strengthening) at

peak and eventually decreased (second weakening) towards a steady-state value. The microstructural and geochemical (FE-SEM, EPMA and EDS) investigation of the slipping zone from experiments interrupted at different displacements revealed that second strengthening was associated with the production of a highly viscous grain-supported melt-poor layer, while second weakening and steady-state with the formation of a continuous melt-rich layer (Fig. 2). The temperature of the frictional melt estimated from the composition of microlites of olivine nucleated in the melt was up to 1780oC. Microstructures formed during the experiments were identical to those found in natural ultramafic pseudotachylytes (Fig. 3). By performing experiments for increasing normal stresses and slip rates, steady-state shear stress slightly increased with increasing normal stress (friction coefficient of 0.15) and, for a given normal stress, decreased with increasing slip rate. The dependence of steady-state shear stress with normal stress and slip rate is described by a constitutive equation for melt lubrication (NIELSEN et alii, 2008):

τ ss ∝ σ n0.25 ⋅

log(2V / W ) V /W

where τss is steady state shear stress, σn is normal stress, V is slip rate and W is a parameter which includes melt viscosity. The presence of microstructures similar to those found in natural pseudotachylytes and the determination of a constitutive equation that describes the experimental data, might allow to extrapolate the experimental observations to natural conditions and to the study of rupture dynamics in mantle rocks. In particular, our experimental data suggest that faults are lubricated by frictional melts during mantle earthquakes. REFERENCES ANDERSEN T.B. & AUSTRHEIM H. (2006) - Fossil earthquakes recorded by pseudotachylytes in mantle peridotite from the Alpine subduction complex of Corsica. Earth Planet. Sci. Lett., 242, 58-72.

Fig. 3 – Microstrutture sperimentali (sinistra) e naturali (destra). Le pseudotachiliti prodotte negli esperimenti riportati in questo studio sono molto simili alle pseudotachliti naturali di Balmuccia (Obata & Karato, 1995). Questa somiglianza, unitamente a considerazioni di carattere teorico, consente di estrapolare i risultati sperimentali a condizioni naturali. Fig. 3 - Experimental (left) and natural (right) microstructures. Artificial pseudotachylytes produced in the experiments here described are very similar to natural ones from Balmuccia (Obata & Karato, 1995). Textural similarity and theoretical considerations, allow us to extrapolate experimental results to natural conditions.

the initiation of slip, fault strength abruptly decreased (first weakening), then increased (second strengthening) to a second

BOUCHON M. & IHMLÉ (1999) - Stress drop and frictional heating during the 1994 deep Bolivia earthquake. Geophys. Res. Lett., 26 (23), 3521-3524. BRIDGMAN P.W. (1936) - Shearing phenomena at high pressure of possible importance for geology. J. Geol., 44, 653-669. DI TORO G., HIROSE T., NIELSEN S., PENNACCHIONI G. & SHIMAMOTO T. (2006) - Natural and experimental evidence of melt lubrication of faults during earthquakes. Science, 311, 647-649.

FRICTIONAL PROPERTIES OF MANTLE ROCKS DURING EARTHQUAKES

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 76-79, 9 ff.

Altopiano Ragusano (Sicilia sud-orientale): note di geologia strutturale MARIO DIPASQUALE (*) & ROSARIO OCCHIPINTI (*)

ABSTRACT Altopiano Ragusano (Sicilia sud-orientale): note di geologia strutturale. In this paper is described some structural notes about the tectonic evolution of the South-Western sector of Hyblean Plateau, called Ragusan Platform (South-East Sicily). The Hyblean Plateau was considered slightly deformed since few years ago. New data and field research in this area highlight the deformation of the Ragusan Platform probably due to the subduction-collisional regime of the European and African margins. Evidences in field and their interpretation here proposed.

Key words: boudinage, deformazione, Piattaforma Ragusana, tettonica d'inversione.

INTRODUZIONE La nota rappresenta un breve sunto riguardo i rilievi strutturali condotti dagli autori nell'Altopiano Ragusano settore centro-meridionale del Plateau Ibleo (Sicilia sudorientale). Il lavoro vuole evidenziare alcuni aspetti tettonici e deformativi sinora considerati poco significativi nell'area, legati ad eventi compressionali riconducibili, con ogni probabilità, all'avanzamento della catena Appennino-Maghrebide sul margine settentrionale del Plateau Ibleo. Le deformazioni osservate evidenziano la necessità di riconsiderare il ruolo di questa porzione di avampaese nel quadro tettonico regionale.

Fig. 1 – Schema strutturale semplificato dell'area (sopra). 1: depositi quaternari; 2: F.ne Ragusa; 3: F.ne Tellaro; a: avanfossa di Gela; b: sistema di faglie Comiso-Chiaramonte; c: sistema Marina di Ragusa; d: sistema ScicliRagusa (da Barrier, 1992, mod.). Schema stratigrafico successioni affioranti (sotto).

Amerillo, Ragusa e Tellaro (Fig. 1). Tali formazioni sono affioranti diffusamente nella parte centro meridionale dell’altopiano ragusano, per poi essere ricoperti verso ovest, in corrispondenza dell'avanfossa GelaCatania, dalle coperture quaternarie che costituiscono la falda di Gela. TETTONICA

GEOLOGIA DELL'AREA L'Altopiano ibleo è costituito da una potente successione carbonatica, di età meso-cenozoica, la cui stratigrafia è ben conosciuta grazie alle numerose trivellazioni petrolifere effettuate negli anni ‘50-‘70 del secolo scorso (Kafka & Kirkbride 1960, Casero P. 2004). In affioramento le successioni maggiormente presenti sono date dalle alternanze calcareo-marnoso-argillose eoceniche-mioceniche delle F.ni _________________________ (*) Verticalia S.a.s., Ragusa - www.verticalia.info

La piattaforma ragusana è stata considerata quasi esclusivamente interessata da tettonica distensiva: faglie inverse, trascorrenti e pieghe sono state generalmente relegate a strutture secondarie, associate a deboli rigetti, o circoscritte a zone limitate (Rigo e Cortesini, 1961; Mascle, 1974; Di Grande e Grasso, 1977; Grasso et al., 1979, 1986; Ghisetti e Vezzani, 1980, 1981; Cristofolini et al., 1985; Barrier, 1992). Le strutture principali hanno orientazione NE-SW e NNESSW, tra queste si ricordano i seguenti sistemi di faglie: Comiso-Chiaramonte, Marina di Ragusa e Scicli-Ragusa (Fig. 1). L’interazione di tali sistemi ha determinato la formazione di numerosi horst e graben che da rilievi di dettaglio più recenti

ALTOPIANO RAGUSANO (SICILIA SUD-ORIENTALE): NOTE DI GEOLOGIA STRUTTURALE

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Barrier (1992) distingue pure tre diversi eventi tettonici compressivi nell'area, tutti avvenuti durante il generale periodo distensivo Plio-Pleistocenico. Tali eventi sono così orientati: 20°-30°, 60°-80° e 100°-110°. Lo stesso Autore riporta che quest'ultimo evento compressivo, databile al Pliocene medio, è stato registrato in diverse aree del Mediterraneo, quali Malta, Lampedusa, Ragusa, Tunisia e nell’ Appennino meridionale, e ne ipotizza la possibile causa nella collisione tra zolla euroasiatica e zolla africana. RILIEVI CONDOTTI Fig. 2 – Piega coricata nei calcari del M.bo Leonardo sotto la discarica delle miniere di roccia asfaltica (foto storica, 1920 ca.).

mostrano evidenze di movimenti misti, principalmente distensivi-trascorrenti. A grande scala, inoltre, numerose pieghe modellano la piattaforma carbonatica. L'orientazione degli assi varia generalmente da NNE-SSW a N-S (Kafka & Kirkbride, 1959; Ghisetti & Vezzani, 1980; Grasso & Reuther, 1988) e solo da alcuni Autori sono state interpretate come probabili manifestazioni superficiali di vecchie faglie normali riattivate come thrusts, ramps o pieghe (Barrier, 1992). STUDI PRECEDENTI Negli anni venti, le strutture tettoniche osservate all'interno del bacino asfaltifero della valle dell'Irminio (fig. 2) consentirono di ipotizzare la presenza di un giacimento petrolifero profondo (J. Elmer Thomas, Gulf Italy). L'analisi microtettonica nell'area condotta da AA in studi precedenti, ha permesso di determinare le principali direzioni di stress associate alle possibili fasi tettoniche che hanno interessato le successioni affioranti. Ghisetti & Vezzani (1980), in particolare, distinguono tre eventi compressivi, con 1 orientati rispettivamente N35°65°E, N120°-130°E e N20°E. Boccaletti et alii (1984) distingue, anch’egli, tre eventi compressivi; una prima fase compressiva di età mediopliocenica orientata ca. N 120-130E, una seconda con 1 compreso tra N10 e N 50 E, databile al Pleistocene medio ed, infine, una terza con direzioni preferenziali comprese tra NNESSW e NE-SW è ricondotta, dall’autore, ad un arco di tempo compreso tra il Pleistocene inferiore e l’attuale.

I rilievi condotti dagli scriventi hanno permesso di verificare la presenza di dette orientazioni in base alle misure degli assi di stress nelle strutture rilevate, evidenziando inoltre la tipologia e l'entità delle deformazioni riconosciute nelle successioni analizzate. Si è riconosciuta la presenza di un primo evento compressivo, orientato ca. N120°E, che ha determinato un diffuso piegamento delle successioni, con fenomeni di thrusting pellicolare e sovrascorrimento, spesso intraformazionale, delle successioni in affioramento (fig. 3). Tale evento, misurato in tutta l'area, è associabile allo stress indotto dall'avanzamento della catena Appennino-Maghrebide durante il Pliocene medio (Barrier, 1992) Si sono riconosciute numerose sequenze di thrust, di dimensioni comprese tra alcuni decimetri e qualche centinaio di metri, tanto in prossimità delle principali zone di taglio (fig. 4), quanto in aree distali ed apparentemente meno deformate. La figura n. 5 mostra una fascia cataclastica associata ad una superficie di scollamento, con presenza di un lithon calcarenitico di dimensioni metriche. La figura n. 6 mostra la successione di un evento compressivo, con formazione di sequenze di piccole faglie inverse e sovrascorrimenti, tagliate da una faglia a componente prevalentemente diretta. Tali evidenze, riconducibili a tettonica d’inversione positiva, sono state osservate nelle alternanze della F.ne Ragusa e Tellaro, dove locali condizioni di transpressione e trastensione di età pleistocenica, tagliano e/o riattivano, specie in corrispondenza delle principali shear zone (sistemi ScicliRagusa e Comiso-Chiaramonte, fig. 1), strutture più antiche a carattere prevalentemente compressivo (fig. 7; Dipasquale & Occhipinti, 2008).

Fig. 3 – Sequenza di thrusts all'interno del M.bo Irminio della F.ne Ragusa presso la cava di roccia asfaltica di C.da Tabuna (Ragusa).

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M. DIPASQUALE & R. OCCHIPINTI

Detta inversione è stata, tra l'altro, determinante per la formazione del bacino asfaltifero della valle del fiume Irminio.

parallelamente a superfici dei thrusts principali. I boudins rilevati nella zona mineralizzata a bitume (C. da

Fig. 4 – Sequenze di thrust intraformazionali all'interno della F.ne Ragusa, in prossimità del sistema Scicli-Ragusa.

La risalita dei geofluidi è avvenuta a partire dal reservoir di Ragusa, lungo le faglie legate al sistema Scicli-Ragusa, trovando recapito negli spessori calcarenitici e calciruditici che costituiscono la parte bassa del M. bro Irminio – livello a banconi (Kafka & Kirkbride 1960, Dipasquale et al., 2008). Alcune strutture osservate nelle successioni affioranti, d'altro canto, non sono ancora chiaramente associate a distinte fasi tettoniche e necessitano pertanto ulteriori approfondimenti. Sovente si evidenzia che le tre porzioni principali in cui è divisa la F.ne Ragusa (M.bo Leonardo, Livello a banchi e Alternanza superiore) sono, in numerosi siti, reciprocamente discordanti. Tali evidenze, per quanto sinora riscontrato nei rilievi, possono essere imputate sia a tettonica sinsedimentaria, sia a riattivazione di alcuni superfici sedimentarie in piani di movimento preferenziale, durante le fasi tettoniche posteriori alla diagenesi. Le evidenze di tettonica sinsedimentaria sono state osservate soprattutto nell’intervallo compreso tra il tetto del M.bo Leonardo e la base del Livello a banchi, dove il primo è interessato da una sequenza di piccole faglie dirette che sembrano essere suturate, in discordanza, dal superiore livello a banchi. In quest'ultimo si riconoscono inoltre numerosi boudins, associati sovente a tipiche strutture di flusso. Tali strutture (fig. 8) sono spesso interessate da ulteriori deformazioni; le faglie inverse osservate, si dispongono

Fig. 5 – Lithon all'interno di superficie di scollamento presso C.da Tabuna (Ragusa).

Tabuna) evidenziano uno sviluppo di tipo radiale, con ogni probabilità indicativo della struttura plicativa a domo delle successioni in affioramento. L'anticlinale di superficie costituirebbe pertanto la risultanza della deformazione che ha determinato la trappola per idrocarburi profonda (Kafka & Kirkbride 1960, Dipasquale et al., 2008). Il M.bo Leonardo della F.ne Ragusa inoltre, presenta spesso importanti deformazioni interne già interpretate da numerosi autori come slumps (Grasso et al., 2000). Tali strutture sono state osservate dagli scriventi anche nell'alternanza calcarenitico marnosa del M.bo Irminio della F.ne Ragusa. Si sono tuttavia riconosciute numerose evidenze di rottura fragile ed una modesta acclività delle presunte superfici di scivolamento (fig. 9). CONCLUSIONI La presente nota vuole essere un contributo all'approfondimento delle conoscenze sulla tettonica nel margine meridionale del Plateau Ibleo. Le strutture tettoniche rilevate appaiono riconducibili a tettonica d'inversione, che porterebbe a riconsiderare ed approfondire il grado di deformazione dell’avampaese.

Fig. 6 – Successioni di eventi compressionali e trastensionali nel livello a banchi della F.ne Ragusa.

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Fig. 9 – Probabili slumps all'interno del M.bo Irminio della F.ne Ragusa (sbancamento edile, Ragusa). Notare le strutture plicative sulla porzione scollata e i boudins in quella inferiore.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 80-83, 4ff.

Suscettività magnetica e assetto strutturale nelle Ande in Tierra del Fuego FEDERICO ESTEBAN (*), ALEJANDRO TASSONE (*), MARCO MENICHETTI (**), MARIA ELENA CERREDO (*), AUGUSTO RAPALINI (*), HORACIO LIPPAI (*), JUAN FRANCISCO VILAS (*)

ABSTRACT Magnetic susceptibility and structural setting in the Tierra del Fuego Andes With the aim of studying the tectonic evolution of the Fueguian Andes, the magnetic susceptibility tensor was measured on sample rocks of the Lemaire and Yahgán Fms outcrop in the area between Paso Garibaldi and Canal Beagle in Tierra del Fuego. In the northern area the orientations of the K1 axis of the magnetic fabric shows a dominant directions N-S that can be correlated to the tectonic transport. In the south from Carbajal valley to Canal Beagle, the orientations are roughly E-W that are linked to the morphostructural lineations associated with a the strike-slip faults. The good correspondence between the magnetic anisotropy axis K3 and the rock foliation, permit to assign to a tectonic origin of the magnetic fabric.

Key words: Andes, Anisotropy magnetic susceptibility, AMS, magnetic fabric, microstructures, Tierra del Fuego Lo studio congiunto della struttura magnetica e tettonica di una roccia coinvolta in una catena orogenica, permette di ottenere importanti informazioni sull’entità della deformazione e della sua distribuzione spaziale (TARLING & HROUDA, 1993; BORRADAILE & HENRY, 1997). Nonostante l’ottima risoluzione oggi possibile, la versatilità e velocità di esecuzione delle misure ed analisi, studi sulla struttura magnetica delle rocce sono ancora poco frequenti specialmente nelle catene del Sud America e si hanno solo ricerche recenti in aree circoscritte (RAPALINI et alii, 2005; ZAFFARANA et alii, 2008). L’obiettivo di questo lavoro è quello di studiare il fabric magnetico congiuntamente con l’analisi petrografica e micro strutturale. Il fine è quello di verificare le modalità di messa in posto delle diverse unità tettoniche, legate sia alla fase compressiva che trascorrente che ha interessato la regione della Tierra del Fuego a partire dal Mesozoico ed inquadrarla nel contesto regionale. L’area studiata è localizzata nel settore SW argentino dell’Isola, compresa tra il Lago Fagnano a nord e il Canal de Beagle a sud e tra il Paso Garibaldi ad est e i limiti del Parco Nazionale della Tierra del Fuego ad ovest (Fig.1). _________________________ (*) CONICET-INGEODAV. Dpto. de Ciencias Geológicas. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires - Argentina. (**) Istituto di Scienze della Terra, Università di Urbino – Italy Federico Estaban : e-mail [email protected]

Questo studio è stato eseguito all’interno di un progetto di più ampio e a lungo termine, multidisciplinare, sull’evoluzione delle Ande Fuegine nel Meso-Cenozoico. La geologia della Tierra del Fuego mostra una evoluzione complessa iniziata a partire della fine del Paleozoico con la frantumazione del continente Gondwana e la formazione di un bacino marginale noto come Rocas Verdes (DALZIEL et alii,, 1974). A partire dal Cretaceo sup., la convergenza localizzata nel margine pacifico della Placca Sud Americana, porta allo sviluppo della catena Andina (MENICHETTI et alii, 2008 cumm. biblio). A partire dal Paleocene, in corrispondenza della formazione del Mare di Weddel, localizzato tra la placca Sud Americana e quella Antartica e la conseguente formazione del Mare di Scotia, l’area è interessata da una tettonica trascorrente (CUNNINGHAM, 1995), con deformazioni principalmente transtensive nella regione della Tierra del Fuego (LODOLO et alii, 2003; MENICHETTI et alii, 2008). Nell’area affiorano principalmente rocce, da acide a mesosiliciche, vulcanico/piroclastiche e basaltiche della Formazione Lemair; associate in un quadro stratigrafico ancora non del tutto chiaro, esistono rocce basaltiche della crosta oceanica del bacino di Rocas verdes unitamente a rocce sedimentarie di mare profondo (OLIVERO et alii, 1999; OLIVERO & MARTINIONI, 2001). La regione è stata interessata da una fase tettonica compressiva nel Cretaceo sup., costituita da due eventi deformativi associati all’inversione del bacino di Rocas Verdes (DALZIEL & PALMER, 1979). Il primo evento corrisponde al Cretaceo sup. e produce pieghe F1 e un clivaggio S1, associato ad un metamorfismo in facies da prenhite-pumpellyte a scisti verdi (KOHN et alii, 1993). Il clivaggio ha una direzione NWSE ed immerge verso SW. Il secondo evento deformativo è collegato alla formazione e messa in posto di un sistema di pieghe e fronti di accavallamento vergenti a NE, ai quali sono associate larghe pieghe F2 e un clivaggio di crenulazione S2 molto ben sviluppato lungo la direzione NE-SW con immersione verso SE ad alto angolo (MENICHETTI et alii, 2008) (Fig. 2). Gli assi delle pieghe tendono a ruotare da SSE-NNW per F1 a ESE-WSW per F2 con piani assiali immergenti a SW con inclinazioni tra 40° a 60°. A partire dal Cenozoico, l’area è stata interessata da una tettonica trascorrente con strutture distensive e sviluppo di bacini di pull-apart (LODOLO et alii, 2003; MENICHETTI et alii, 2008). Le principali strutture trascorrenti sono associate ad importanti lineamenti morfostrutturali, uno dei quali è costituito dalla valle Carbajal-Lasifashaj, lunga oltre 100 km che

SUSCETTIVITÀ MAGNETICA E ASSETTO STRUTTURALE NELLE ANDE IN TIERRA DEL FUEGO

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Fig. 1 – Carta geologica schematica della parte centrale della Cordillera delle Ande in Tierra del Fuego con localizzazione delle aree campionate . CB : Canal de Beagle; CO : Valle Carbajal ovest; CE : Valle Carbajal Est; PG : Paso Garibaldi.

attraversa tutta la parte centrale della catena fuegina e la suddivide in due settori : la Sierra de Alvear a nord e la Sierra Sorondo a sud (CENNI et alii, 2006) (Fig. 1) La Cordillera delle Ande in Tierra del Fuego è costituita da un sistema di unità tettoniche vergenti a NE accavallamento le une sulle altre attraverso superfici di scollamento basale localizzate nelle litologie marnose e scistose del Giurassico Sup. e del Cretaceo. La geometria è costituita da blocchi monoclinalici immergenti a sud e delimitati da piani di sovrascorrimenti, all’interno delle quali si possono riconoscere due gruppi di macro e meso-strutture: (1) ampie pieghe e superfici di sovrascorrimento/scollamento a basso angolo; (2) pieghe a chevron asimmetriche con sovrascorrimenti moderatamente inclinati, immergenti a SSW, che costituiscono la struttura principale della catena. Il raccorciamento complessivo di queste strutture, su tutta la regione, può essere stimato in decine di chilometri. La superficie dei sovrascorrimenti è marcata da zone di taglio con uno spessore di alcuni metri, dove sono ben sviluppate strutture S/C (Fig. 2 A); alcune delle superfici di taglio sono costituite da rocce milonitiche. Nella parte più interna della Cordillera, il basamento è coinvolto nella deformazione con uno stile thickskinned con rocce metamorfiche di alto grado del Paleozoico Sup., al Terziario Inf., affioranti nella Cordillera Darwin localizzata ad ovest dell’area di studio (KOHN et alii, 1993; CUNNINGHAM, 1995). Verso est, nel settore argentino della

Tierra del Fuego, queste strutture compressive confluiscono in zone di taglio milonitiche in facies metamorfica di scisti verdi ben visibili in affioramento nella Sierra de Alvear (Fig. 1). Dal punto di vista microstrutturale, le rocce di Paso Garibaldi sono caratterizzate dallo sviluppo di un fabric milonitico definito da porfiroclasti di clinopirosseno all’interno di una matrice caratterizzata da prehnite-clorite che definiscono la foliazione principale. Nel sito F4, in maniera del tutto qualitativa, è possibile osservare una relazione diretta tra l’abbondanza delle vene di minerali opachi-quarzo-carbonatici e alti valori di P’ (Fig. 3A). Nella parte orientale della Valle Carbajal si hanno diverse litologie con rocce andesitiche, vulcanoclastiche, sedimentarie e basiche. Usualmente il fabric magnetico è costituito da porfiroclasti immersi in una foliazione definita da clorite e titanite in grani fini ed isorientati (Fig. 3B). Alcuni campioni della località F7 corrispondenti a porfiroclasti silicei, mostrano cubi di pirite con associati strain fringes di quarzo. Nella parte occidentale della Valle Carbajal, la foliazione dei porfiroclasti silicei della Fm. Lemaire, è generalmente definita da clorite isorientata (± muscovite ± titanite). In alcuni punti sono presenti lenti o vene di carbonati paralleli alla foliazione (F10 e F11- Fig. 3C) e porfiroclasti di feldspati con microboudinage (F12). Nel sito Y6 il fabric magnetico è collegato alla presenza di cristalli di pirite associati con strain fringes di quarzo più o meno paralleli alla clorite.

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F.ESTEBAN ET ALII

(ignimbrite F7) (Fig. 4). La forma dell’ellissoide (T) è variabile con una chiara predominanza di una forma oblata. I siti dell’area Valle Carbajal est (tranne il F7) e del Canal de Beagle, mostrano un grado di anisotropia maggiore del 20% (Fig. 4). I risultati delle misure di suscettività magnetica mostrano un buon accordo con i dati petrografici, meso e microstrutturali (Fig. 2) e permettono di suddividere la regione in quattro settori. Esiste un’ottima correlazione tra la foliazione misurata sul terreno e la struttura magnetica della roccia, indicando quindi una chiara origine tettonica del fabric magnetico. Nell’area di Paso Garibaldi dove affiorano rocce vulcaniche (basalti ed andesiti) della Fm. Lemaire, la lineazione magnetica (K1) ha una direzione sistematica da N-NNE a SSSW con una debole inclinazione verso sud, che può essere correlata con la direzione di trasporto tettonico operato dal sistema di sovrascorrimenti (MENICHETTI et alii, 2008). Nell’area orientale della Valle Carbajal affiorano varie

Fig. 2 – Affioramenti con relativi stereogrammi nell’emisfero inferiore con indicato i piani di scistosità, faglie, vene. Sono indicati gli assi della suscettibilità magnetica principale (K1 quadrati), intermedio (K2 triangoli) e minimo (K3 cerchi) e l’ ellisse al 95% di confidenza. – A – Paso Garibaldi; B – Valle Carbajal Est; C – Valle Carbajal Ovest.

Dal punto di vista analitico, la metodologia utilizzata prevede, successivamente al prelievo di campioni di roccia orientati, la riduzione a dei cilindri di 2.54 cm di diametro e 2.2 cm di altezza e sui quali viene misurata l’anisotropia magnetica. La determinazione del tensore suscettività magnetica è stata eseguita con uno strumento MFK1-B Kappabridge, all’interno del quale ogni campione viene misurato in 15 diverse posizioni. Sullo stesso campione sono stati inoltre condotti studi petrografici attraverso sezioni sottili. Il grado di anisotropia rilevato è altamente variabile con un valore di P’ compreso tra 1.03 (porfiro dacite, Y11) a 2.00

Fig. 3 – Sezioni sottili (a sinistra N// e a destra NX). A: zona di Paso Garibaldi, vena in una andesite con minerali opachi carbonatici e quarzosi ; B: Valle Carbajal (F9), frammento di pomice sostituito ed avvolto da clorite che definisce la scistosità; C: Valle Carbajal (F10), titanite con strutture concentriche avvolte da clorite isorientata.

litologie (basalti, andesiti, ignimbriti e rocce sedimentarie) della Fm. Lemaire. Qui la lineazione magnetica (K1) mostra direzioni simili a quelle dell’area di Paso Garibaldi. Per contro, nell’area più occidentale della Valle, K1 ha un trend E-W suborizzontale che può essere messo in relazione con il lineamento trascorrente che attraversa in questo punto la parte centrale della valle (MENICHETTI et alii, 2004). In questa area le litologie sono costituite da rocce sedimentarie, tufi basaltici, gabbri e rioliti delle Fm. Lemaire e Yaghan.

SUSCETTIVITÀ MAGNETICA E ASSETTO STRUTTURALE NELLE ANDE IN TIERRA DEL FUEGO

Nell’area del Canal de Beagle, sono state campionate rocce vulcaniche intrusive (sill meta-basaltico, gabbro e una dacite porfirica) all’interno della Fm. Yaghan. Il trend della lineazione magnetica è sub orizzontale verso SW-NE, coincidente con l’andamento generale del Canal de Beagle. Questo lascerebbe supporre che l’assetto tettonico prettamente transtensivo

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Fig. 4 – Diagramma P’/ T (TARLING D.H.& HROUDA F., 2003)) con indicati i campioni analizzati, indicati in Fig. 1 - Paso Garibaldi (rombi), Valle Carbajal Est (quadrati), Valle Carbajal ovest (triangoli), Canal de Beagle (cerchi) - e la forma degli ellissoidi della suscettività magnetica.

determina il fabric magnetico di questa località (LODOLO et alii, 2003; MENICHETTI et alii, 2008). E’ possibile effettuare un confronto tra le direzioni degli assi dell’ellissoide di deformazione calcolato sulla base dell’analisi cinematica delle faglie (MENICHETTI et alii, 2008) con gli assi dell’ellissoide della suscettività magnetica. In alcune zone come in quella di Passo Garibaldi, Sierra Alvear e Valle Carbajal occidentale e Canal de Beagle, l’asse dello sforzo principale σ1, corrisponde circa con l’asse K1 (foliazione) della suscettività magnetica, il σ2 è circa K2 e il σ3 con K3 (lineazione). Questa coincidenza potrebbe essere spiegata attraverso un meccanismo deformativo dove il taglio puro ha agito nella prima fase di deformazione. In altre località come nella parte occidentale della Valle Carbajal, per contro, non esiste una chiara relazione tra i valori della suscettività magnetica e il campo deformativo, lasciando ipotizzare un meccanismo di deformazione più complesso e probabilmente polifasico. REFERENCES BORRADAILE, G. J., HENRY, B. (1997) - Tectonic applications of magnetic susceptibility and its anisotropy. EarthScience Reviews, Vol. 42, (1-2): 49-93. CENNI, M., MENICHETTI, M., MATTIOLI, M., LODOLO, E., TASSONE A. (2006) - Analisi meso-microstrutturale lungo la faglia trascorrente Magellano-Fagnano nella Cordigliera delle Ande in Terra del Fuoco-Argentina. Rendiconti della Società Geologica Italiana. Nuova Serie, 2: 121-124. CUNNINGHAM, W.D. (1995)- Orogenesis at the southern tip of the Americas: the structural evolution of the Cordillera

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 84

Faglie transtensive e mineralizzazioni a solfuri nell’area meridionale del Monte Amiata: la struttura del Monte Civitella (Toscana meridionale) LORENZO FABBRINI (*), ANDREA BROGI (**) & DOMENICO LIOTTA (**)

Lo studio della circolazione dei fluidi idrotermali nella crosta superiore costituisce l’elemento fondamentale per le ricerche geotermiche. Tale tipologia di studio si avvale dell’integrazione di dati geochimici, geofisici, strutturali con modelli di simulazione numerica. Un contributo molto importante alla comprensione dei sistemi di circolazione nei campi geotermici attuali è dato anche dallo studio dei sistemi geotermici fossili, poiché essi offrono le migliori opportunità per analizzare direttamente in affioramento le strutture, oggi esumate, che hanno funzionato da condotti per la circolazione idrotermale. Le relazioni tra le mineralizzazioni, la permeabilità, le caratteristiche chimico-fisiche dei fluidi idrotermali permettono di ricostruire il paleosistema idrotermale, fornendo informazioni utili alla comprensione dei sistemi geotermici attuali. L’area del Monte Amiata rappresenta un’area chiave per lo studio dei sistemi geotermici sia fossili che attuali. Quest’area, infatti, è caratterizzata da un sistema geotermico attivo, sfruttato da diversi decenni per la produzione di energia elettrica e da numerose aree mineralizzate a solfuri di mercurio ed antimonio, principalmente legate a circolazione idrotermale attiva durante il Pleistocene e sfruttate dall’attività mineraria condotta nei secoli scorsi. Lo scopo di questo studio è quello di fornire dati relativi alle relazioni tra la mineralizzazione a cinabro ed antimonite presente nel massiccio del Monte Civitella, collocato tra le aree vulcaniche del Monte Amiata (Toscana meridionale) e dei Monti Vulsini (Lazio settentrionale), ed i sistemi di faglie pleistoceniche, ad oggi poco studiate, che interessano pervasivamente tutto l’intero massiccio. La metodologia di studio si è basata sull’integrazione di dati minerari, di sondaggio e di campagna. I principali risultati hanno messo in evidenza che: a) le strutture deformative cretacico-terziarie sviluppatesi durante la tettogenesi dell’Appennino Settentrionale risultano dislocate da zone di taglio orientate N30°-70°; b) le superfici di taglio sono caratterizzate da più indicatori cinematici sovrapposti ma nell’insieme riconducibili ad una tettonica transtensiva sinistra; _________________________ (*)Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Siena, Via Laterina, 8 – 53100 Siena. (**)Dipartimento di Geologia e Geofisica, Università degli Studi di Bari, Via Orabona, 4 – 70125 Bari. Lorenzo Fabbrini: [email protected]

c) le zone di faglia risultano essere caratterizzate da cataclasiti mineralizzate ad indicare che le damage zones hanno costituito la via preferenziale per la circolazione idrotermale; d) nell’area si riconoscono più zone di taglio orientate N30°-70° fra loro disposte en-echelon e che sono raccordate da faglie minori a componente di movimento verticale, orientate NNO-SSE ed intensamente mineralizzate. Ne emerge un quadro strutturale confrontabile con quanto definito nell’area del Monte Amiata dove faglie trascorrenti e sistemi di pull-apart hanno guidato la circolazione dei fluidi idrotermali.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 85, 1f.

Exhumation of high-pressure rocks driven by slab rollback. CLAUDIO FACCENNA (*), JEAN PIERRE BRUN (**) & FEDERICO ROSSETTI (*)

In questa nota viene illustrato un modello di esumazione delle unità continentali di alta pressione-bassa temperatura affioranti nel Mediterraneo. Lo studio si basa sugli esempi della Calabria e dell’Egeo, dove sono note le condizioni paleogeografiche, le velocità di subduzione e l’età delle unità di alta pressione. Il modello fisico proposto, testato con simulazioni di laboratorio e numeriche, si basa sul principio che l’arretramento della placca in subduzione rappresenti il meccanismo necessario per creare lo spazio sufficiente e permettere la risalita delle unità precedentemente subdotte. Viene inoltre proposto che il meccanismo di arretramento sia innescato dalla delaminazione di blocchi continentali precedentemente subdotti. Key words: exhumation of HP rocks, subduction rollback, Calabria–Apennine, Aegean Rocks metamorphosed under high-pressure (HP) and ultra high-pressure (UHP) conditions in subduction zones come back to the surface relatively soon after their burial and at rates comparable to plate boundary velocities. In the Mediterranean realm, their occurrence in several belts related to a single subduction event shows that the burial–exhumation cycle is a recurrent transient process. Using the Calabria–Apennine and Aegean belts as examples, we show that the exhumation of HP rocks is associated in time and space with the subduction of small continental lithosphere blocks that triggers slab rollback, creating the necessary space for the exhumation of the buoyant continental crust that was deeply buried just before (Fig. 1). The buoyancy force of the subducted crust increases until this crust detaches from the downgoing slab. It then exhumes at a rate that depends directly on the velocity of trench retreat to become part of the overriding plate. Heated from below by the asthenosphere that flows into the _________________________ (*)Dipartimento di Scienze Geologiche, Universita Roma Tre, Largo S.L. Murialdo 1, 00146 Rome, Italy (°)Géosciences Rennes, UMR 6118CNRS, Université Rennes1, Campus de Beaulieu, 35042 Rennes, France

continental block

advancing trench

Esumazione delle unità di alta pressione indotte dall’arretramento della placca in subduzione

opening mantle wedge, the exhumed crust weakens and undergoes core-complex-type extension, responsible for a second stage of exhumation at a lower rate. The full sequence of events that characterizes this model (crust–mantle delamination, slab rollback and trench retreat, HP rock exhumation, asthenosphere heating and core-complex formation) arises entirely from the initial condition imposed by the subduction of a small continental block. No specific condition is required regarding the rheology and erosion rate of HP rocks. The burial–exhumation cycle is transient and can recur every time a small continental block is subducted. oceanic melange trench position

a compressional front

continental subduction

HP metamorphism

b Suture

a

total decoupling

c backarc extension

retreating trench

RIASSUNTO

HP exhumation

d core complex

e

core complex

f Fig. 1 – Model of exhumation driven by slab rollback: continental subduction stage (a to c), exhumation of high-pressure (HP) rocks (d) and exhumation of high-temperature (HT) rocks in core complex (e). Slab dip increases during subduction of the continental block (a to c), and then decreases during oceanic subduction (d to f).

REFERENCES BRUN J.P. & FACCENNA C. (1008) –Exhumation of highpressure rocks driven by slab rollback. Earth Plan. Sci. Letters, doi:10.1016/j.epsl.2008.02.038.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 86-88, 2ff.

Cicli deposizionali del travertino Lapis Tiburtinus durante il tardo Pleistocene (Tivoli, Italia Centrale): influenze climatiche e tettoniche C. FACCENNA(*), L. DE FILIPPIS(*), M. SOLIGO(*), A. BILLI(*), R. FUNICIELLO(*), C. ROSSETTI(*), P. TUCCIMEI(*)

ABSTRACT Cycles of Lapis Tiburtinus deposition and erosion during Late Pleistocene time (Tivoli, Central Italy): possible influence of climate and faulting The depositional and erosional history of the Lapis Tiburtinus endogenic travertine located 30 km to the east of Rome, Central Italy, near the Colli Albani quiescent volcano, is interpreted through three-dimensional stratigraphy and uranium-series geochronology. Analyses of large exposures located in active quarries and of cores obtained from 114 industrial wells reveal that the travertine deposit is about 20 km2 wide and 60 m thick on average. The travertine thickness is over 85 m toward its western N-Selongated side, where thermal springs and large sinkholes occur aligned over a seismically-active N-striking shallow fault. The travertine age was calculated using the U/Th isochron method. Results constrain the onset and conclusion of travertine deposition at about 115 and 30 ka, respectively. The threedimensional study of the travertine shows that this deposit is characterized by a succession of depositional benches grown in an aggradational fashion and separated by five main erosional surfaces, which are associated with paleosols, conglomerates, and karstic features. This evidence shows that the travertine evolution was mostly controlled by water table fluctuations. A comparison with global and local paleoclimatic indicators suggests that water table fluctuations were partly modulated by climate cycles. Other influencing factors may have been fault-related deformation and volcanic activity.

al., 2000). La deposizione dei travertini endogenici spesso infatti avviene nell’intorno di sorgenti termali, la cui stessa ubicazione e ricarica è solitamente controllata da sistemi di faglie attive; d’altra parte l’alta capacità mineralizzante dei fluidi endogeni sigillerebbe “velocemente” tali percorsi di risalita se la fagliazione non fosse attiva (Brogi and Capezzuoli, 2008). Lo scopo di questo lavoro è di contribuire all’identificazione dei fattori che controllano i cicli deposizionali-erosivi del travertino di Tivoli (Lapis Tiburtinus). Tale giacimento, oggetto di estrazione sin dai tempi dei Romani, situato circa 30 km ad est di Roma (fig. 1), è caratterizzato (in cava) da una eccezionale vista tridimensionale. Questi travertini si sono deposti all’interno di un bacino subsidente (Bacino delle Acque Albule, BAA) formatosi durante il tardo Pleistocene lungo un sistema di faglie trascorrente e transtensive a decorso meridiano a nord del Complesso vulcanico dei Colli Albani (Faccenna et al., 1994; Gasparini et al., 2002; Minissale et al., 2002). Lo studio è stato effettuato mediante analisi strutturale, stratigrafica e geocronologica. RISULTATI

Key words: travertine, paleoclimate, faults, uranium-series method, three-dimensional methods. INTRODUZIONE Travertini e tufa sono rispettivamente il prodotto della precipitazione del carbonato di calcio in ambiente continentale sia da fluidi idrotermali che non (Pentecost, 2005). In particolari i travertini endogenici sono comunemente riferiti a depositi carbonatici connessi a risorgenze di acque termali ed idrotermali (Crossey et al., 2006; Ford & Pedley, 1996). Diversi parametri possono controllare la formazione dei travertini endogenici e dei tufa. Per esempio, è noto che le condizioni climatiche influenzano considerevolmente la precipitazione dei tufa (Pentecost, 1995, 2005; Ford and Pedley, 1996). Per contro, non è ben documentata l’influenza del clima sulla deposizione dei travertini endogenici (Rihs et _________________________ (*) Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli Studi Roma Tre, Largo S. L. Murialdo 1, Roma, 00146, Italia. E-mail: [email protected] (Luigi De Filippis)

Evidenze di tipo geocronologico e stratigrafiche dimostrano che il Lapis Tiburtinus si è evoluto in maniera ciclica attraverso l’alternanza di fasi deposizionali ed erosive durante il tardo Pleistocene, tra circa 115 e 30 ka. In particolare, la presenza alternata di banchi di deposizione e di superfici di erosione, associati a paleosuoli e a carsismo, dimostrano come l’evoluzione ciclica dei depositi travertinosi sia controllata dalla fluttuazione della falda idrica (o tavola d’acqua) nel Bacino delle Acque Albule (BAA). L’erosione avveniva in condizioni subaeree, durante fasi di abbassamento della falda, mentre la deposizione avveniva durante le fasi di innalzamento della falda, quando il deposito di travertino cresceva con geometria onlapping sulla sottostante superficie erosionale, con un generale progradazione verso meridione (Faccenna et al., 2008). Le fluttuazioni della tavola d’acqua verso il basso, in aree costiere, come è il caso del BAA, possono essere modulate da diversi fattori. La prima è che le condizioni paleoclimatiche (ad esempio la temperatura media e l’umidità dell’aria) abbiano influenzato l’altezza della tavola d’acqua nel BAA, attraverso la modulazione sia dei livelli delle acque marine sia di quelle continentali (fig. 2) (Noe-Nygaard and Heiberg, 2001; Prokopenko et al., 2005). I nostri risultati geocronologici

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C. FACCENNA ET ALII

Fig. 1 – (a) Carta geologica dell’area intorno a Roma (Italia Centrale). Le faglie sottostanti gli edifici vulcanici sono state interpretate attraverso dati indiretti e diretti, come l’allineamento delle emergenze dei fluidi e i campi di fatturazione (De Rita et al., 1988, 1995). Il giacimento di Lapis Tiburtinus è situato circa 30 km ad est di Roma. Si noti la posizione del Cratere di Castiglione, da cui provengono i pollini utilizzati per le relative curve (Tzedakis et al., 2001). (b) Carta geologica dell’area di studio, comprendente il bacino delle Acque Albule, dove durante il tardo Pleistocene si è depositato il travertino Lapis Tiburtinus. La faglia sotto il giacimento di Lapis Tiburtinus è sismicamente attiva (come testimoniato dalla sequenza sismica del 2001 in cui si sono avuti terremoti compresi tra 0.5 e 1.5 km di profondità; Gasparini et al., 2002).

mostrano, tuttavia, che i cicli deposizionali sono stati probabilmente influenzati anche dal sistema di fatturazione che, mediante cicli di self-sealing ha permesso la risorgenza in superficie del circuito idrotermale profondo.

BIBLIOGRAFIA BROGI A. (2004) - Faults linkage, damage rocks and hydrothermal fluid circulation: Tectonic interpretation of the Rapolano Terme travertines (southern Tuscany, Italy) in the context of Northern Apennines NeogeneQuaternary extension. Eclogae Geol. Helv., 97, 307-320. CHAFETZ H.S. & FOLK R.L. (1984) - Tavertines: depositional morphology and the bacterially constructed constituents. J. Sediment. Petrol., 54, 289-316. CROSSEY L.J., FISCHER T.P., PATCHETT P.J., KARLSTROM K.E., HILTON D.R., NEWELL D.L., HUNTOON P., REYNOLDS A.C. & DE LEEUW G.A.M. (2006) Dissected hydrologic system at the Grand Canyon: interaction between deeply derived fluids and plateau aquifer waters in modern springs and travertine. Geology, 34, 25-28. FACCENNA C., FUNICIELLO R., MONTONE P., PAROTTO M., VOLTAGGIO M., (1994) - An example of late Pleistocene strike-slip tectonics: the Acque Albule basin (Tivoli, Latium). Memorie descrittive della carta geologica d'Italia, vol.XLIX, 63-76. Fig. 2 – Modello schematico delle relazioni tra stage climatici, deposizione del travertino e faglie attive (il disegno è ispirato e modificato da Rihs et al., 2000).

FACCENNA C., SOLIGO M., BILLI A., DE FILIPPIS L., FUNICIELLO R., ROSSETTI C. & TUCCIMEI P. (2008) - Late Pleistocene depositional cycles of the Lapis Tiburtinus travertine (Tivoli, Central Italy): possible influence of climate

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CICLI DEPOSIZIONALI DEL TRAVERTINO LAPIS TIBURTINUS DURANTE IL TARDO PLEISTOCENE

and fault activity. Global and Planetary (doi:10.1016/j.gloplacha.2008.06.006).

Change,

63,

299-308

FORD T.D. & PEDLEY M.H. (1996) - A review of tufa and travertine deposits of the world. Earth-Sci. Rev., 41, 117-175. GASPARINI C., DI MARO R., PAGLIUCA N., PIRRO M. & MARCHETTI A. (2002) Recent seismicity of the “Acque Albule” travertine basin. Ann. Geophys., 45, 537-550. MINISSALE A., KERRICK D.M., MAGRO G., MURRELL M.T., PALADINI M., RIHS S., STURCHIO N.C., TASSI F. & VASELLI O. (2002) - Geochemistry of Quaternary travertines in the region north of Rome (Italy): structural, hydrologic, and paleoclimatic implications. Earth Planet. Sc. Lett., 203, 709-728. NOE-NYGAARD N. & HEIBERG E.O. (2001) - Lake-level changes in the Late Weichselian Lake Tøvelde, Møn, Denmark: induced by changes in climate and base level. Paleogeogr. Paleoclimatol. Paleoecol., 174, 351-382. PENTECOST A. (1995) - The Quaternary travertine deposits of Europe and Asia minor. Quaternary Sci. Rev., 14, 1005-1028. PENTECOST A. (2005) - Travertine. Springer, Berlin. PROKOPENKO A.A., KUZMIN M.I., WILLIAMS D.F., GELETY V.F., KALMYCHKOV G.V., GVOZDKOV A.N. & SOLOTCHIN P.A. (2005) - Basinwide sedimentation changes and deglacial lake-level rise in the Hovsgol basin, NW Mongolia. Quaternary Int., 136, 59-69. RIHS S., CONDOMINES M. & POIDEVIN J.L. (2000) - Long term behaviour of continental hydrothermal system: U-series study of hydrothermal carbonates from the French Massif Central (Allier Valley). Geochim. Cosmochim. Ac., 64, 3189-3199.

Si ringraziano E. Anzalone, A. Brogi, B. D'Argenio, V. Ferreri, L. Lombardi, M. Mattei, A. Minissale, and A. Taddeucci per le stimolanti discussioni. Siamo riconoscenti inoltre a F. Lippiello, a C. Giovanrosa, a G. Squeo e a tutto il “Centro per la Valorizzazione del Travertino Romano” per l’ospitalità dimostrataci nel loro interessante ambiente di lavoro.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 89-92, 4ff.

Time of hydrocarbon generation vs trap forming age in Mesozoic oil play in Po Plain R. FANTONI (*) & P. SCOTTI (*)

RIASSUNTO Età di generazione di idrocarburi ed età di formazione delle trappole in play ad olio nella successione Mesozoica della Pianura Padana La successione mesozoica delle Alpi Meridionali ospita rocce madri che hanno generato gli idrocarburi accumulati in alcuni giacimenti del sottosuolo padano. La modellizzazione dei dati di maturità della materia organica ha permesso la ricostruzione di una storia termica caratterizzata dalla presenza di valori elevati del flusso di calore (85 to 105 mW/m2) in concomitanza con le fasi estensionali mesozoiche. Questo regime termico ha notevoli implicazioni per la valutazione delle potenzialità minerarie del versante settentrionale della Pianura Padana, ove le trappole che potrebbero ospitare gli idrocarburi generati da queste ricce madri mesozoiche si sono formate durante le fasi compressionali neoalpine (Oligocene-Miocene). L’analisi del rapporto tra età di generazione ed espulsione ed età di strutturazione evidenzia che le successioni mesozoiche presenti nei rilievi estensionali ha generato idrocarburi durante il terziario e quaternario, in età successiva alla formazione delle trappole, mentre nei depocentri estensionali la generazione è iniziata durante il mesozoico, in età precedente alla loro formazione.

Key words: Po Plain; Mesozoic extension, thermal history, oil play INTRODUCTION Maturity data obtained from the analysis of organic matter are excellent indicators of the thermal evolution of sedimentary basins. The maturity parameters which are used are sensitive in different ways to temperatures between 60 °C and 200 °C. They record heating events experienced by organic matter contained in the rocks, and can help to reconstruct the thermal history of sedimentary successions Measured maturity data can be used to check the consistency of geological models that may incorporate sedimentary or tectonic burial history and thermal regime evolution. The aim of this work is to describe the thermo-chronological evolution of the Southern Alps (Northern Italy) during the Mesozoic extensional phases, through organic matter maturity analysis and modelling of some selected successions that were not overprinted by the Alpine orogeny. Using the assessed thermal regime evolution, implications for oil exploration in the Po Plain foredeep are highlighted. _______________________ (*) Eni Exploration & Production Division, via Emilia 1 – 20097 San Donato Milanese, Italy. E-mail: [email protected]

THE MESOZOIC EXTENSION IN THE SOUTHERN ALPS The structural pattern of the Southern Alps is characterised by E-W and WSW-ENE trending compressional structures in the western and eastern sectors respectively. The Mesozoic extension, related to the tectonic movements between Adria and Europe, resulted in the creation of a N-S half-graben (M. Nudo, M. Generoso, Iseo), bounded by E and W dipping master normal faults. Tectonic activity started during the Norian. After de-activation during the Rhaetian, a new extensional phase took place during the Liassic. Extension then shifted westward in the Ligurian-Piemont area, where oceanic crust formed starting in the Late Jurassic. From this time until the Early Cretaceous, the Southern Alps underwent post-rift thermal subsidence same (BERTOTTI et alii, 1993, and references therein). The architecture is present in the Po Plain foreland (Fig. 1). ORGANIC MATTER MATURITY IN THE MESOZOIC SUCCESSION OF THE SOUTHERN ALPS In order to reconstruct the thermal history, organic matter (OM) maturity values were obtained from samples collected from Permian to Cretaceous sedimentary units cropping out along the whole chain. Data affected by anomalous thermal perturbations were previously excluded, e.g., significant tectonic thickening due to overthrusts whose hanging wall ramps were subsequently eroded; deposition of thick foredeep clastics subsequently eroded during the recent alpine cycles; thermal perturbation due to nearby magmatic intrusions. Almost all OM maturity data are from intervals with fairgood TOC. In some localities, the presence of several “good TOC” levels provides a vertical set of data along a thick sedimentary succession, guaranteeing better definition of the maturity gradient. Vitrinite reflectance (Ro%) values, from the western-central sector of the Southern Alps (from Biella area to Trento Plateau) are described in FANTONI & SCOTTI (2003), CALABRÒ et alii (2003), BERSEZIO et alii. (2005), SCOTTI (2005) and SCOTTI & FANTONI (2009). The lowest OM maturity values occur on the structural highs having thin overlying sedimentation. On the Gozzano and Arzo highs, for example, Tmax from Rock-Eval pyrolysis for Middle Triassic units is < 425°C (immature kerogen) suggesting maximum temperatures lower than 60 to 70°C (using a heating rate of 3°C/Ma).

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R. FANTONI & P. SCOTTI

Fig. 1 – Syn-extensional Mesozoic successions of the Southern Alps (AA’) and the Po Plain foredeep/foreland (BB’). Also samples from the Trento Plateau show low OM maturity (~ 0.5% Ro and 435°C Tmax) for Upper Triassic units. The highest maturity values correspond to the depocentres of synrift successions, such as the Upper Triassic units of the M. Tremezzo/M.Galbiga (M. Generoso Basin) and Iseo Lake successions (Iseo Basin). Very high OM maturity was reached by Norian units (Ro ~3.5% at the base of the Calcare di Zorzino Formation) in the Iseo depocentre. THERMAL MODELLING Vitrinite reflectance measured data were used for thermal model calibration using a proprietary Eni S.p.A. onedimensional mathematical model, able to simulate the degree of maturity reached by the kerogen. The model input data are: a) thickness, b) lithology (compaction curve and thermal conductivity of the rock matrix), c) ages of sedimentation and palaeobathymetry for each stratigraphic event (all of these data define the burial history), d) heat flow values through time, and e) palaeolatitude, which is used to convert palaeosurface temperature to sea bottom temperature according to palaeobathymetry. Finally, the input for the kinetic model has to be defined (e.g., EasyRo method of Sweeney and Burnham, 1990). The value of heat flow is the most important unknown variable, wich is is related to the tectonic setting/geodynamic evolution of the area. NOVELLI et alii (1987) hypothesised high heat flow value (~75 mW/m2) in the northwestern Po Basin during the Lower Lias, according to the geodynamic evolution of the Southern Alps. GREBER et alii (1997) and BERTOTTI et alii (1999) hypothesised a higher heat flow for the Lombardian basin, but predicted its peak value (~90 mW/m2) at AnisianLadinian and Carnian-Norian ages respectively. BERSEZIO &

BELLANTANI (1997) interpreted, for the same basin, the thermal perturbation as Liassic (and pre-Toarcian). The Eni database was recently enriched with a large amount of organic matter maturity data for Mesozoic sedimentary successions throughout the Southern Alps region. Therefore, constraints for the reconstruction of the thermal history were available. Recent thermal modelling indicates that the last probable heat flow peak (although other significant earlier peaks cannot be excluded) was later than the Lias, when the examined formations (comprising the Upper Triassic and Liassic units) were subject to deep burial. Also the maximum heat flow values were better quantified (SCOTTI, 2005 and references therein). Best fit solutions between calculated and measured OM maturity form some of the burial history models in Fig. 1, and other simulation points in the eastern Southern Alps were obtained by assuming increased heat flow throughout the rifting stage, with a maximum reached during Bajocian-Bathonian time. Resulting heat flow values are quite high and relatively uniform throughout the Southern Alps (85 to 105 mW/m2) suggesting that this kind of thermal regime was widespread (FANTONI & SCOTTI, 2003). Fluctuations in peak heat flow could be due to differential crustal thinning, but they could also be related to other causes (e.g., radiogenic heat within the crust, hydrothermal fluid circulation, or underplating phenomena). Heat flow progressively decreased after the Bajocian-Bathonian to values similar to the present day by the end of the Cretaceous. This reconstruction is consistent with the known tectonic evolution of the Mesozoic extension in the Southern Alps, characterised by a rifting stage up to the Lias followed by a drifting stage and thermal subsidence from the Middle Jurassic. As an example, the Iseo Lake case history is shown in fig. 2.

TIME OF HYDROCARBON GENERATION VS TIME OF TRAP FORMATION IN MESOZOIC OIL PLAY IN PO PLAIN

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Fig. 2 - Modelling (Scotti, 2005; Scotti and Fantoni, 2009) of Iseo Lake (western side outcrops): a) - burial and thermal regime (heat flow) evolution during the extensional Mesozoic phase and later; comparison between constant (B) and variable (A) thermal regime evolution (dashed line for to Po Plain Foredeep simulation points); b) - thermal and organic matter maturity history; - c) - measured and calculated OM maturity (Ro% and Easy Ro) vs. depth. IMPLICATIONS FOR HYDROCARBON EXPLORATION IN THE PO PLAIN FORELAND   

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Fig. 3 – Hydrocarbon occurences in different stratigraphic settings

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The Mesozoic carbonate units of the foredeep/foreland area and of the external thrust belts display the largest oil and thermogenic gas accumulations of the Italian region. They include several different plays which are essentially related to the three main stages of the Tethyan crustal stretching (Middle Triassic, Late Triassic/Early Jurassic and Early Cretaceous) (fig. 3). Traps for hydrocarbons are also highly varied, as they were shaped by the interference between the Mesozoic extensional phases and the subsequent Tertiary compressional events (BERTELLO et alii, 2008). The regional distribution of the organic matter maturity in the Southern Alps seems to be mainly controlled by differential burial during the Norian-Liassic extensional phase with an associated high heat flow. This kind of thermal regime can have strong implications for hydrocarbon exploration. The maturity profiles of some basinal successions (for example Iseo Lake), and consequent geochemical modelling suggest that the Upper Triassic source rocks may already have attained high maturity levels during the Mesozoic, and this is even more likely for the deeper Middle Triassic source rocks. Where traps have been formed by Tertiary Alpine compression (FANTONI et alii, 2004), accurate modelling can help to better define hydrocarbon charge risk (SCOTTI & FANTONI, 2009). In the extensional high (areas with low Rhaetian–Liassic burial) the source rocks retained their original petroleum potential prior to strong Neogene–Quaternary burial (well C in fig. 4). High recent heating resulted in generation/expulsion of hydrocarbons after trap formation. In the extensional depocentre the hydrocarbon generation started since Mesozoic, before trap formation, and the generated hydrocarbons were partially (well B) or totally (well A) lost.

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R. FANTONI & P. SCOTTI

Fig. 4 – Burial history, thermal history and timing of hydrocarbons generation (Transformation Ratio) for the main Upper Triassic source rocks in different tectonic settings of the Po Plain foreland. Type IIS (Gruppo Aralalta – GAr, and Calcare di Zorzino - CZo) and Type III kerogen (Argillite di Riva di Solto – ARS, and Calcare di Zu - CZu) kinetic parameters were used (Eni S.p.A. proprietary database).

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 93-94, 3ff.

Modelli di accrezione del margine cileno centro-meridionale. FANUCCI FRANCESCO (*), VARGAS CORDERO IVAN (*), LORETO M. FILOMENA (°) & TINIVELLA UMBERTA (°)

ABSTRACT Some different structural models of the trench and downslope of the central-southern Chile continental margin The continental margin of central-southern Chile presents some morphostructural features not common among the active margins. The trench, with few exceptions, is filled by an important sedimentary prism. The presence and the characters of this prism strongly condition the accretion process in the downslope. They introduces here some examples of active accretion and the cases are discussed in which this process seems to be inactive.

Key words: Continental margin, Chile trench, downslope, accretion

INTRODUZIONE Il margine continentale del Cile centro-meridionale presenta una serie di caratteri morfostrutturali peculiari o, per lo meno, non comuni tra i margini attivi. La situazione può essere sintetizzata come segue. La fossa è ampia, dal fondo pianeggiante a causa delle colmate sedimentarie che si fanno sempre più ingenti da N a S, diminuendone anche la profondità massima, sino a farla praticamente scomparire come unità morfologica. Essa è interessata da un canale longitudinale pressoché continuo anche se generato da processi diversi zona per zona. Il canale non è mai molto vicino alla scarpata, ma se ne allontana sensibilmente nelle aree occupate dalle conoidi terrigene allo sbocco dei principali canyon. La scarpata inferiore è ripida e presenta a tratti morfostrutture generate da un recente processo d’accrezione, tutt’ora in atto. Altre zone sono praticamente prive di morfostrutture riferibili a un tale processo e comunque non vi è, neppure laddove l’accrezione attuale è palese, evidenza di continuità tra il processo detto e le fasi di accrezione precedenti. La scarpata superiore ha morfologie complesse e variate con _________________________ (*) Dipartimento di Scienze Geologiche, ambientali e Marine-Università di Trieste (°) Istituto di Oceanografia e Geofisica Sperimentale – Borgo Grotta Gigante – Trieste

bacini sedimentari minori e si collega direttamente alla zona di piattaforma , senza l’interposizione del tipico bacino di avant’arco, presente solo nel settore più meridionale studiato, in prossimità del punto triplo che collega placca sudamericana, antartica e di Nazca. Qualche osservazione meritano anche le morfologie dei fondali oceanici in prossimità della fossa, in quanto condizionanti gli effetti del processo di subduzione. Si alternano aree molto movimentate da seamounts e fratture ad aree con scarsi dislivelli, ulteriormente attenuati da coperture pelagiche di una certa potenza. In questo secondo caso il basamento oceanico, nella zona di flessura che precede la subduzione vera e propria, reagisce agli sforzi con una serie di faglie dirette, mentre nel caso precedente si hanno risposte molto varie e anche vere e proprie scaglie tettoniche di basamento oceanico che si accavallano su altre parti dello stesso, con vergenza W.

ALCUNE SEZIONI SISMICHE La sezione SO 161-09 è tracciata perpendicolarmente al margine di fronte al promontorio di Agua Dulce e comprende una zona di fondale oceanico a rilievi articolati, ma di modesto dislivello. Sono assenti coperture pelagiche e il materiale terrigeno nella fossa è estremamente ridotto, anche a causa del fatto che gli apporti terrigeni vengono raccolti in bacini di scarpata.

Fig. 1- Sezione crostale in un tratto di fossa privo di sedimenti

Il comportamento tettonico del basamento oceanico, sollecitato dalla subduzione mostra, al limite W della linea, la tendenza a formare un notevole bulge periferico. La flessura da luogo a strutture sia disgiuntive che compressive, rigioco di strutture già presenti nella crosta oceanica, mentre nella fossa si individuano vere e proprie scaglie di basamento. Sono queste ultime che danno luogo all’accrezione frontale secondo una

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F. FANUCCI ET ALII

geometria “classica” di sottoscorrimento e giustapposizione. Il prisma, accresciuto in più fasi, sembra dare origine ad un bacino di scarpata. Altri dati geofisici indicano che quest’ultimo é piuttosto dovuto ad un sovrascorrimento del basamento metamorfico paleozoico sopra il prisma stesso. La RC 2901-728 tracciata molto più a S , in corrispondenza della piattaforma Itata, mostra un basamento oceanico a modesta movimentazione, che si fa via via più marcata verso la fossa. Quest’ultima è completamente colmata da un complesso sedimentario in tre livelli principali: - livelli pelagici che si fanno più potenti verso l’oceano; - su questi si appoggiano in toplap i livelli terrigeni basali che accompagnano il basamento oceanico in subduzione; - i livelli torbiditici e conturitici più recenti, potenti 1 sec. Colmano completamente la fossa e vanno a costituire, al piede della scarpata una grossa anticlinale di rampa di un thrust, che rappresenta il primo stadio di un’accrezione in atto, ovvero l’embrione di un prisma che si appoggia e in parte sotto scorre ad un prisma precedente. La superficie di scollamento del thrust è ubicata alla base del prisma sedimentario torbiditico. Analoghe caratteristiche, ancor più accentuate, presenta la sezione SO161-40, tracciata a S dell’Isola di Chiloé. Qui la superficie di scollamento sta alla base di tutta sequenza terrigena, molto potente.

suo interno, più o meno profondi determina l’attivarsi di due diversi processi: - la formazione di grandi Thrust le cui anticlinali di rampa costituiscono salienti morfologici imponenti e caratterizzanti il downslope; - la formazione di unità sotto scorrenti (underthrusting) relativamente piccole che forniscono alla scarpata inferiore un carattere morfologico di continuità e ripidità estrema. Esistono, beninteso situazioni intermedie tra queste ultime, ma non sono frequenti. L’inclinazione del basamento oceanico non sembra carattere determinante il processo di accrezione, anzi, i dati esaminati mostrano una sostanziale indipendenza di tale fattore dalla “anzianità” della litosfera oceanica. Solo in prossimità del punto triplo si ha una marcata riduzione della pendenza a parità di altri fattori.

Fig, 3 – Sezione crostale in prossimità del Golfo di Arauco

REFERENCES BANGS N. L., CANDE S.C. (1997) – Episodic development of a convergen tmargin inferred from structures and processes along the southern Chile margin. Tectonics, Vol. 16, 3,489-503 . Fig. 2- Profilo crostale che mostra ampie deformazioni al piede della scarpata

Molto più frequenti sono i tratti di margine in cui non appare evidente un’accrezione frontale in atto. In qualche caso vi è il legittimo sospetto che il basamento continentale arrivi sino alla fossa obbligando il prisma sedimentario a sottoscorrere senza deformarsi (underplating), ma in molte altre situazioni è evidente che una piccola parte del prisma stesso rimane a far parte del margine. Un esempio di cosa può avvenire ce lo fornisce la sezione SO 161-44 che mostra piccole unità con superfici di scollamento subsuperficiali che vanno a costituire, grazie ad un processo di underthrusting, un prisma d’accrezione che simula una scarpata ripida ed omogenea, quasi fosse strutturata da faglie dirette.

CONCLUSIONI In sostanza tre diversi tipi di processi di accrezione sembrano attualmente attivi ai piedi della scarpata del margine attivo cileno a N del punto triplo. Il primo prende origine dal “campionamento”di crosta oceanica in scaglie che vanno a costituire un prisma a geometria “classica” formato in più fasi. Nelle parti in cui è presente un prisma sedimentario, via via più potente da N verso S, la presenza di livelli di scollamento al

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Si ringrazia Juan Diaz Naveas dell’Università Cattolica di Valparaiso per la gentile concessione di alcuni dati .

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 95-96, 2 ff.

Paleozoic strike-slip tectonics in northern Victoria Land, (Antarctica) and the Borchgrevink event: is there a link? LAURA FEDERICO (*), LAURA CRISPINI (*) & GIOVANNI CAPPONI (*)

ABSTRACT Tettonica trascorrente paleozoica in northern Victoria Land (Antartide) e l'evento Borchgrevink: esiste una relazione? Il presente lavoro descrive la tettonica paleozoica per un settore delle Transantarctic Mountains nella Northern Victoria Land (Antartide). L'evoluzione strutturale e l'architettura di questo settore di catena è stata ricostruita su una base dati derivata dall'attività di terreno effettuata durante 5 spedizioni in Antartide. I dati relativi alle superfici di faglia, alle lineazioni e agli indicatori cinematici, attribuibili a deformazioni pre-cenozoiche, sono stati selezionati ed elaborati per definire la cinematica regionale e i campi di paleostress: i risultati indicano la prevalenza di un regime transpressivo. Le faglie di questa generazione sono accompagnate da "damage zone" caratterizzate da alterazione idrotermale a epidoto e clorite, da network di vene a quarzo e carbonati e localmente sono associate a corpi di vulcaniti ipoabissali in parte correlabili alle Gallipoli Volcanics (DevonianoCarbonifero). Datazioni 39Ar-40Ar su miche bianche, eseguite in una zona di faglia, hanno fornito età di 318,0 ± 4,6 and 310,5 ± 6,2 Ma e forniscono un'evidenza ulteriore per attribuire le strutture ad un evento tettonico Paleozoico. Nonostante queste età siano considerevolmente più giovani, rimane aperto un interrogativo sulle possibili relazioni tra questa tettonica transpressiva e l'ipotetico evento Borchgrevink (circa 360 Ma).

Key words: Antarctica, northern Victoria Land, paleozoic tectonics, strike-slip faulting.

Northern Victoria Land is the Pacific edge of the Transantarctic Mountains (Fig. 1); its structural architecture was chiefly produced by the Ross Orogeny, starting from the Neoproterozoic to early Paleozoic, and followed by a widespread magmatic pulse during the Devonian Carboniferous (Admiralty Intrusives and Gallipoli Volcanics). This magmatic event is possibly associated to the still elusive Borchgrevink Orogeny (GRINDLEY & WARREN, 1964; CAPPONI et alii, 2002). Finally, Meso-Cenozoic tectonics, linked to the fragmentation of Gondwana and to the opening of the West Antarctic Rift System, is responsible for the high-elevation of the Transantarctic Mountains and the reactivation of the

inherited Paleozoic discontinuities (e.g. SALVINI et alii, 1997). Northern Victoria Land geology is classically described by means of the accretion of three terranes during the Ross Orogeny (Fig. 2): the inboard Wilson (WT), the intermediate Bowers (BT) and the outboard Robertson Bay Terrane (RBT). WT and BT are in contact by a first-order tectonic surface, i.e. the Lanterman Fault (CAPPONI et alii, 1999), whereas the boundary between BT and RBT is characterized by the occurrence of the high-strain belt of the Millen Schist (Capponi et al., 2003). The Millen Schist are composed of two elements separated by a main thrust fault (the Crosscut-Aorangi Thrust, CRISPINI et alii, 2007), that appears to be locally truncated by the Leap Year Fault. The database of this work was collected in the study area (Fig. 2) by the senior authors, during 5 Antarctic expeditions and consists of several hundreds of data of fault orientations and related slickenlines, integrated with observations on the fault kinematics and cross-cutting relationships. We processed these data with fault inversion techniques to calculate the paleostress fields: our analysis highlighted the occurrence of brittle deformations in a traspressive regime, with faults that locally cut Admiralty Intrusives and are associated to hypabyssal intrusions strongly resembling Gallipoli Volcanics. A widespread hydrothermal circulation is responsible for diffuse quartz-carbonate veining (see CRISPINI et alii, this

_________________________ (*) Dip.Te.Ris - Università di Genova Corso Europa 26, 16132 Genova, Italy corresponding author: L. Federico - [email protected] Fig. 1 – Location of northern Victoria Land within Antarctica

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L.FEDERICO ET ALII

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Fig. 2 – Geological map of northern Victoria Land and location of the study area

volume) and epidote mineralization. In the study area most brittle structures have been so far attributed to Cenozoic deformation linked to AustraliaAntarctica break-up (SALVINI et alii, 1997). This event was achieved dominantly by means of dextral strike-slip faults. However some of the studied faults are locally cut by dextral strike-slip faults that can be referred to the Cenozoic tectonics. Therefore the fluid circulation and associated transpressional deformation are older and have to be probably assigned to Paleozoic times. The association to Gallipoli Volcanics and to hydrothermal circulation suggests that studied faults are syn to post the main phase of Admiralty / Gallipoli magmatism. White micas separated from a gold-bearing quartz vein associated with faults of this set supplied two reliable 39Ar-40Ar ages of 318,0 ± 4,6 and 310,5 ± 6,2 Ma. This corroborates a tight link with the Admiralty / Gallipoli magmatism. As a working hypothesis, this transpressional tectonics can be tentatively thought as expression of the cryptic Devonian-Carboniferous Borchgrevink Orogeny.

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 97-99

Active transpression within the frontal zone of the Southern Apennines in northern Calabria by integration of geomorphologic, structural, and marine geophysical data. LUIGI FERRANTI (*), MARIA ENRICA MAZZELLA (*), CARMELO MONACO (**), DANILO MORELLI (°) & ENRICO SANTORO (**) ABSTRACT Transpressione attiva nel settore frontale dell’Appennino Meridionale in Calabria settentrionale da integrazione di dati geomorfologici, strutturali e di geofisica marina. Una analisi integrata di dati geomorfologici, strutturali e di geofisica marina ha consentito di definire il quadro sismo tettonico della zona frontale dell’Appennino meridionale lungo la costa ionica compresa tra i massicci del Pollino e della Sila. Il sollevamento di terrazzi marini di età mesopleistocenicaolocenica presenta delle ondulazioni locali che coincidono spazialmente con pieghe recenti nel substrato e in sedimenti continentali, e con anomalie degli indici geomorfici fluviali. Pieghe e faglie transpressive sono tracciate anche a mare in profili sismici a riflessione, lungo linee strutturali alcune delle quali sono caratterizzate da sismicità di tipo compressivo e trascorrente. Queste strutture tagliano l’alloctono sudapenninico e mostrano una generale vergenza a SW. I livelli strutturali più superficiali sono caratterizzati da faglie normali discontinue radicate a scollamenti pellicolari. Pertanto, questa regione sembra caratterizzata da un campo di deformazione transpressivo recente e ancora attivo, che probabilmente contribuisce al più generale sollevamento dell’arco calabro.

Key words: Active thick-skinned transpression, Calabria Apennines, Morphotectonic analysis, Southern Italy.

INTRODUCTION An integrated analysis of geomorphologic and structural data, offshore seismic profiles and morphobathymetric data, and local network seismicity, is used to shed light on the hitherto poorly known active deformation field that affects the Southern Apennines frontal orogen in northern Calabria. In the Southern Apennines, Middle Pleistocene waning of MioceneEarly Pleistocene thin-skinned frontal thrust belt motion (PATACCA & SCANDONE, 2001) was coeval to onset of regional uplift, which is documented by flights of raised marine terraces, and is commonly attributed to deep sources (BORDONI & VALENSISE, 1998; CUCCI & CINTI, 1998; CUCCI, 2004). _________________________ (*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Napoli, Italy. (**) Dipartimento di Scienze Geologiche, Università di Catania, Italy (°) Dipartimento di Scienze Geologiche, Ambientali e Marine, Università di Trieste, Italy,

The study area is centered on the Ionian Sea coast of northern Calabria stretching from the borders of the Sila and Pollino mountain ranges and across the Sibari coastal plain. The Miocene-Pliocene fold and thrust belt is cross-cut by steep left strike-slip and transpressional faults mapped both on-land (CATALANO et alii, 1993; MONACO et alii, 1998; VAN DIJK et alii, 2000) and offshore (DEL BEN et alii, 2007), which were active till the Early and perhaps the Middle Pleistocene. To the west, the area is bordered by the active extensional belt which runs through the axis of the Apennines, but does not affect the Ionian Sea terraces. Nonetheless, the existence of normal faults displacing the terraces toward the Ionian Sea (the AvenaLauropoli fault) is debated.

DATA ANALYSIS Detailed mapping and correlation of individual terrace remnants allowed to identify eleven terrace orders, plus a lowermost, Holocene terrace, which are scattered at elevations of between ~5 and ~480 m a.s.l. Regional correlations supplemented by Electron Spin Resonance (ESR) and AMS 14C dating conducted on shells collected from different terraces allowed to reconstruct a chronological frame for the terrace flight. Notably, the fourth terrace (T4) is attributed to the MIS 5.5 (aged at 124 ka), a prominent marker for deformation (BORDONI & VALENSISE, 1998; FERRANTI et alii, 2006). Small- wavelength (~5-10 km) and amplitude (~20-50 m) undulations are superposed to the regional uplift (~100 km length and ~500 m amplitude scale) profile of the Middle-Late Pleistocene marine terraces, and reveals two structural culminations in the Pollino and Sila range and a relative low in the Sibari plain. Structural analysis both in pre-Quaternary bedrock and in Quaternary sediments points to the existence of both contractional and extensional fabrics, which are segregated within distinct spatial compartments and at different structural levels. Contractional structures are represented by folds and transpressional faults which can be traced both in bedrock and cover, and are distributed within the mountain range and at its borders. Conversely, the normal faults are basically retrieved in the Lower Pleistocene clay and overlying terrace deposits outcropping on the range-fringing coastal plain. The normal faults which cut the terraces do not form a through-going

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L. FERRANTI ET ALII

lineament (the Avena-Lauropoli fault) but rather involves separate scarps with different detachment levels as indicated by the abrupt lateral variation in hanging-wall tilts of the terraced deposits. Quantitative analysis of streams flowing toward this coastline (SL index, Vf index, hypsometric integral) reveals the existence of ~E-W to NW-SE striking anomaly axes. These anomalies spatially coincide with the last generation of folds mapped in bedrock and in Middle Pleistocene sediments, and their trace intersects the marine terraces undulations at the coast. Analysis of multichannel seismic reflection profiles supplemented by oil-exploration well logs illustrates that the structural pattern offshore the study are is dominated by steep thrusts and transpressional faults that bound structural highs and lows. The steep faults cut the frontal part of the fold and thrust belt and mostly shows evidence of SW-directed displacement, particularly on the southern border of the Amendolara ridge offshore the Pollino range. Notably, also the Middle Pleistocene sedimentary sequence submerged beneath the continental shelf is tilted and folded and the sea-bottom topography appears controlled by SW-directed high-angle oblique thrust faults which cut across the early low-angle, NEdirected thrust imbricates. Slumping or creeping at more surficial levels occurs above listric normal faults localized on the steeper flanks of the Amendolara and other ridges. Marker correlation suggests that the listric faults are rooted within Lower Pleistocene clays, a situation similar to the tilted structural panels found on-land along the Avena-Lauropoli fault. Crustal seismic epicenter distribution and focal solutions of low- to moderate earthquakes recorded by a local seismic network during 2005-2007 illuminate two NW-SE trending structural belts beneath the Amendolara ridge and northern Sila, where partitioning between thrust and left strike-slip motion occurs in response to ~E to ~NE directed shortening.

frame, GPS velocities of sites in southern Pollino converge toward MATE indicating ~N-S shortening in the intervening region, a pattern consistent with that documented in Middle Pleistocene rocks. On the other hand, a site on the Sila massif converge obliquely toward MATE and its velocity is subparallel to the P-axes of earthquakes in the southern Taranto Gulf. Thus, conditions of non-plane strain are achieved in the region, consistent with active transpression. The small-length normal faults of the Avena-Lauropoli system which locally cut the marine terraces do not form a through-going lineament, rather they accommodate the seaward collapse of the uppermost crust above the deeper shortening compartment. Conversely, the active transpression testified by geomorphic, structural and seismicity data is accommodated along deep-seated oblique back-thrusts that involve the SW margin of the Apulian foreland plate underlying the now inactive thin-skinned accretionary wedge. The tight interlacing between regional and local components of deformation affecting the marine terraces carries the important implication that surficial and deep structures may be linked, and thus whole crustal shortening may be a viable contributor to regional uplift in this part of the Calabrian Arc.

DISCUSSION AND CONCLUSIONS

CUCCI L., & CINTI F.R. (1998) - Regional uplift and local tectonic deformation recorded by the Quaternary marine terraces on the Ionian coast of northern Calabria (southern Italy). Tectonophysics, 292, 67-83.

Our integrated study allows to argue that the local-scale, but pervasive undulations in the deformation profile of marine terraces, superposed to the more general uplift pattern, represent shallow-crustal folds related to a recent and still active transpressional field. A major structural culmination bound by fore- and retro-verging transpressional shear zones is represented by the Pollino mountain range and its offshore extension in the Amendolara ridge, and a further SW-directed transpressional belt is found in northern Sila and adjacent sea bottom. These structural belts involve Middle-Late Pleistocene sediments both on-land and offshore. Their present activity is suggested by small to moderate seismicity which shows partitioning between thrusts and strike-slip focal solutions. Additionally, the novel seismotectonic frame reconstructed for this region is consistent with Global Positioning System (GPS) velocities of sites of the Peri-Tyrrhenian Geodetic Array (Ferranti et al., 2008). When viewed in a MATE reference

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ACTIVE TRANSPRESSION WITHIN THE FRONTAL ZONE OF THE SOUTHERN APENNINES IN NORTHERN CALABRIA

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 100-103, 2ff.

Nuovi dati su geometria, cinematica e segmentazione del sistema di faglie attive lungo il margine nord-orientale del Matese (Molise) FEDERICA FERRARINI (*), BONCIO PAOLO (**), GERARDO PAPPONE (°), MASSIMO CESARANO (*), PIETRO P.C.AUCELLI (°)

New data on geometry, kinematics and segmentation of the active normal fault system along the north-easter border of the Matese Mts. (Molise) The presence of N-to-NE-dipping active normal faults along the north-eastern border of the Matese Mts is documented in the existing literature but the displacements accumulated by the normal faults during their activity and the segmentation pattern are largely unconstrained. Moreover, only few data, mostly collected in the southern termination of the system, constrain the lateQuaternary slip-rate. We present the results of a detailed structural-geological survey aimed to constrain the displacements and segmentation of the system. Late-Quaternary slip-rates are estimated by measuring the fault scarps which displace mountain slopes mostly formed during the retreat phase of the last glacial maximum (ca. 18 ka). Fault displacements can be constrained in the central-northern part of the system (M. Patalaecchia – S. Massimo), with values varying, from N to S, from 300 m (Piana de Il Lago) to 690 m (M. Patalecchia) to 50 m (S. Massimo). The fault scarp heights, measured along the entire system, suggest minimum throw-rates ranging from 0.8 to 1.4 mm/a for the last 18 ka.

Key words: Active tectonics, Matese Mts., normal fault, segmentation, slip-rates. INTRODUZIONE Il Bacino di Bojano è una depressione strutturale allungata in senso NO-SE, impostata lungo il margine settentrionale del Massiccio del Matese. La fase tettonica che ha condotto alla sua attuale strutturazione risale a non prima del Pleistocene Medio (RUSSO & TERRIBILE, 1995; DI BUCCI et alii, 2005), in concomitanza dell’ultimo episodio deformativo che, in ordine di tempo, ha interessato questo settore. L’area è sede storicamente di eventi sismici distruttivi (Terremoto di S. Anna, 1805, Maw= 6.57 da GRUPPO DI LAVORO CPTI, 2004; ESPOSITO et alii, 1987) e di una sismicità diffusa caratterizzata da sequenze sismiche di bassa energia (1986, 1990, 1997, 2001), localizzate in prossimità del suo margine nord-orientale (ALESSIO et alii, 1987; MILANO et alii, 2005) ed in aree adiacenti (Sannio) comunque molto prossime _________________________ (*) Dipartimento S.T.A.T – Università degli Studi del Molise, ContradaFonte Lappone, 86090 Pesche (Isernia). (**) Laboratorio di Geodinamica e Sismogenesi, Dip. Scienze della Terra, Università «G. d’Annunzio» - Via dei Vestini, 30, 66013 Chieti Scalo, Chieti. Tel. 0871/3556456 (°) Dipartimento di Scienze per l’Ambiente, Università degli Studi di Napoli “Parthenope”, Centro Direzionale-Isola C4, Napoli. Tel. 081/5476663.

alla piana (MILANO et alii, 1999; VILARDO et alii, 2003). Il riconoscimento di strutture ritenute attive nel tardo Pleistocene-Olocene, e possibilmente responsabili della sismicità dell’area, è già stato segnalato da vari autori (ASCIONE et alii, 1998; CINQUE et alii, 2000; BLUMETTI et alii, 2000; GALLI & GALADINI, 2002; GUERRIERI et alii, 1999; MASCHIO, 2003; DI BUCCI et alii, 2005) ma solo su alcuni segmenti (GALLI & GALADINI, 2002; GUERRIERI et alii, 1999) sono stati stimati i possibili valori di slip-rate nel tardo Quaternario. Nella presente nota si vogliono riportare i risultati di parte della ricerca condotta nell’ambito di un dottorato che ha previsto, tra le diverse finalità, l’analisi di dettaglio di strutture potenzialmente sismogenetiche, ritenute tali sulla base delle segnalazioni presenti in letteratura o di nuove evidenze di tettonica attiva. Lo studio condotto ha consentito di valutare i rigetti stratigrafici lungo un sistema di faglie che si sviluppa dal versante nord-orientale del M. Patalecchia a Guardiaregia. La realizzazione di profili topografici, secondo una metodologia già applicata in altre aree dell’Appennino centro-meridionale (MOREWOOD & ROBERTS, 2000) ha consentito, lungo i segmenti sospetti, di stimare gli slip-rates di lungo termine tardo-quaternari, fornendo dati inediti in un’area considerata ad elevato rischio sismico. ASSETTO TETTONICO Il rilevamento geologico-strutturale di dettaglio, ha interessato faglie che ricadono in due settori prossimi alla piana di Bojano. Il primo comprende il versante nord-orientale del M. Patalecchia e de La Difenzola, il versante orientale di Colle di Mezzo ed il settore compreso tra gli abitati di Roccamandolfi e Cantalupo del Sannio. Nel secondo, invece, ricade l’area compresa tra gli abitati di Bojano e Guardiaregia. In entrambi affiorano sedimenti riferibili ad una ambiente deposizionale di piattaforma/rampa carbonatica e di transizione a bacino (D’ARGENIO et alii, 1972) i quali coprono un intervallo stratigrafico che, nell’area indagata, va dal Giurassico Superiore al Miocene Medio (PROGETTO CARG, F. 408, CAMPOBASSO; DE CORSO et alii, 1998). Seguono sedimenti calcareo-marnosi di ambiente neritico (SELLI, 1957) e le sequenze calcarenitico-argilloso-arenacee di avanfossa del Tortoniano Superiore-Messiniano Inferiore (PROGETTO CARG, F. 408, CAMPOBASSO, PATACCA et alii, 1992).

FAGLIE ATTIVE LUNGO IL MARGINE NORD-ORIENTALE DEL MATESE

Il settore è stato coinvolto nella deformazione compressiva terziaria a partire dal Miocene Superiore (PATACCA et alii, 1992; FERRANTI, 1994; SCROCCA et alii, 1995; FESTA et alii, 2006); le pieghe ed i sovrascorrimenti derivanti da questa fase tettonica sono state successivamente dislocate da faglie trascorrenti del Pliocene Superiore-Pleistocene Inferiore. L’assetto tettonico attuale vede un substrato carbonatico fortemente dissecato da faglie variamente orientate (N-S, E-O, NE-SO) (NASO et alii, 1989; CORRADO et alii, 1998; DI BUCCI et alii., 1999). A queste, si sono sovrimposti lineamenti diretti con orientazione appenninica (NO-SE), risultato dell’ultimo evento distensivo che ha investito il settore riutilizzando, dove possibile, le discontinuità ereditate dalle precedenti fasi tettoniche.

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15.000-12.000 in DEINO et al., 2004; DI VITO et al., 1999), intercalato al detrito di versante all’hangingwall della faglia

EVIDENZE DI TETTONICA ATTIVA E SLIP-RATES DI LUNGO TERMINE TARDO QUATERNARI. Secondo BRANCACCIO et alii (1979), la storia morfoevolutiva del Bacino di Bojano segue una prima fase tettonica estensionale che ha interessato, nel Pleistocene Inferiore, il Matese settentrionale portando alla formazione del Bacino lacustre di S. Massimo. A questa prima fase tettonica segue quella che, tra la fine del Pleistocene Inferiore e gli inizi del Pleistocene Medio, avrebbe portato alla formazione di una nuova depressione, morfologicamente incastrata nella prima e con l’assetto morfo-tettonico attuale (RUSSO & TERRIBILE, 1995).Recentemente DI BUCCI et alii (2005) forniscono un’età di circa 620 ka per il materiale vulcanoclastico rinvenuto nei depositi lacustri sospesi lungo il versante prospiciente la piana, nei pressi di S. Massimo. Tale datazione permette di vincolare l’attività delle faglie responsabili della formazione dell’attuale bacino, ad un periodo successivo a 620 ka. Il rilevamento è stato concentrato lungo strutture già segnalate in letteratura o ritenute sospette sulla base di dati inediti derivanti dall’attività di ricerca del dottorato. Queste sono state raggruppate nei sistemi MPSM (M. PatalecchiaS.Massimo) e BG (Bojano-Guardiaregia). Su entrambi i sistemi rilevati, sono state rinvenute, in più punti, brecce di versante cementate chiaramente dislocate, come lungo il versante nordorientale del M. Patalecchia, prospiciente la Piana de Il Lago (già segnalate in BLUMETTI et alii, 2000), sul versante orientale di Colle di Mezzo ed in prossimità di Bojano (già segnalate in GALLI & GALADINI, 2002). Queste si rinvengono, spesso, ad una quota più bassa rispetto alle stesse citate in BRANCACCIO et alii (1979) coeve dei depositi lacustri. È ragionevole pensare che esse siano il prodotto del modellamento dei versanti quando la nuova depressione si stava generando. È possibile ritenere, quindi, che le strutture che le hanno fagliate si siano generate, o abbiano agito riutilizzando vecchie discontinuità, in un periodo successivo 620 ka. Lungo la faglia che borda il versante nord-orientale del M. Patalecchia è stato rinvenuto, inoltre, del materiale vulcanoclastico riferibile all’evento conosciuto in letteratura come “Tufo Giallo Napoletano” (Dott.ssa P. Petrosino, comunicazione personale,

Fig. 1 – Geometria del sistema attivo lungo il margine nord-orientale del Massiccio del Matese.

stessa e localmente dislocato da uno splay sintetico. E’ possibile, quindi, affermare che l’attività della faglia si sicuramente tardo-quaternaria. Sulla base dei dati acquisiti e delle evidenze sopra citate, si ritiene che tutto il sistema attivo caratterizzato si presenti con la geometria riportata in Fig.1. Essa segue un trend prevalentemente appenninico nel settore più settentrionale investigato mentre in quello più meridionale prevede il riutilizzo di discontinuità tettoniche preesistenti, in prevalenza con orientazione E-O. Lungo i vari segmenti è stato effettuato un rilevamento strutturale di dettaglio che ha consentito di caratterizzarli cinematicamente evidenziando, in molti punti, una estensione orientata in senso NE-SO. Sono state realizzate sezioni geologiche che hanno consentito di stimare i rigetti stratigrafici, soprattutto lungo il sistema MPSM. I rigetti partono da valori di circa 300 m (in corrispondenza della Piana de Il Lago), per passare a 690 in corrispondenza del M. Patalecchia e diminuire gradualmente fino ad un valore di circa 50 m in prossimità di S. Massimo. In corrispondenza del sistema BG, invece, il calcolo dei rigetti stratigrafici risulta difficoltoso per la carenza di dati relativamente alla profondità del substrato carbonatico sotto i depositi lacustri il cui spessore è stimato, in RUSSO & TERRIBILE (1995), in almeno 160m. L’interpretazione di pozzi E.R.I.M (Ente per le risorse idriche molisane) e della cassa del Mezzogiorno proposta in CASCIELLO et alii (2002) fornisce una valore minimo di dislocazione del substrato carbonatico di circa 100. Sulla base del rilevamento geologico recentemente effettuato, in prossimità dell’ubicazione del pozzo interpretato dagli autori sopra citati, affiorano calcari riferibili al Cretacico Superiore. Pur volendo estrapolare questo dato, non è possibile, tuttavia, valutare l’entità effettiva della dislocazione non affiorando il limite degli stessi con i calcari del Crecatico Inferiore, né al

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F. FERRARINI ET ALII

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footwall né all’hanginwall. Le stesse considerazioni possono essere fatte in prossimità del segmento di Campochiaro, dove all’hanginwaal della faglia, non si conosce l’effettivo spessore dei sedimenti di avanfossa in appoggio discordante sul substrato carbonatico (SGROSSO, 1963). Per poter stimare i tassi di movimento nel tardo-quaternario delle faglie reputate attive sono stati realizzati 8 profili topografici perpendicolari alle faglie dirette, che consentissero di stimare l’entità del rigetto topografico su un versante regolarizzato in seguito all’ultima fase di modellamento postglaciale (circa 18 ka). In figura 2 viene riportato il profilo misurato nei pressi del M. Patalecchia dove sono riconoscibili le linee di inviluppo del versante regolarizzato dislocato dalla faglia. Sulla base dell’entità della dislocazione è stato possibile calcolare gli slip-rates di lungo termine tardo-quaternari relativamente ad ogni segmento. Precedenti studi sulla Piana di Bojano ed aree attigue, riportano valori di slip-rates, calcolati su un periodo che va dal Pleistocene Superiore all’Olocene, variabili tra 0.1 e 1.0 mm/a (GUERRIERI et alii, 1999; CINQUE et alii, 2000; GALLI & GALADINI, 2002; MASCHIO, 2003). I valori da noi calcolati oscillano tra 0.8 e 1.4 mm/a di componente verticale minima dello slip-rate per gli ultimi 18 ka. BIBLIOGRAFIA

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 104-107, 6 ff.

Analisi statistica multi-scala di dati di scan line condotte su analoghi di reservoir di idrocarburi VINCENZO GUERRIERO (*), STEFANO MAZZOLI (*) & STEFANO VITALE (*)

ABSTRACT Multi-scale statistical analysis of scan line data from reservoir analogues The study of statistical distributions of structural features such as joint length, opening displacement (aperture) and spacing at different scales of observation is on the focus of research in the field of reservoir development and management, since they noticeably affect porosity and permeability of reservoir rocks. Recent studies (ORTEGA et alii, 20006) effectively confirmed that opening-mode fracture size distribution is well described by a power law. A review of the different types of artifacts in determining such distributions has been provided by ORTEGA et alii (2006), concerning systematic errors occurring at both extremities of the scale of observation. However, a nonsystematic, often more dangerous error is that associated with the uncertainty of the obtained sampling estimates, depending on the kind of aleatoric variables involved and statistical samples size (GUERRIERO et alii, 2009). In this paper we suggest specific, rigorous criteria for the analysis of joint spatial distributions, as well as for the analysis of probability distributions of sampling estimate errors affecting both exponent and coefficient of the power law. This is carried out taking into account methodological issues, mainly within the framework of multi-scale scan line data analysis.

Key words: confidence interval, fracture statistics, power law distribution, structural analysis

dalle fratture più piccole, da set a minor grado di pervasività (GUERRIERO et alii., 2009). Il grado di pervasività di un fracture set può influenzare notevolmente le proprietà di permeabilità delle rocce e la loro risposta idraulica ad un moto filtrante non stazionario. Infatti, considerando il moto filtrante di un fluido nella roccia, nel caso |m| < 1 si hanno “numerose” grandi fratture in cui circola il fluido proveniente da una roccia “poco” permeabile. Nel caso |m| > 1 siamo in presenza di una roccia in cui si hanno “poche” grandi fratture in cui è convogliato il fluido proveniente da un mezzo intimamente fratturato e pertanto “molto” permeabile. Quest’ultima circostanza risulta evidentemente favorevole nel caso di rocce reservoir. I maggiori problemi che si riscontrano nell’analisi delle distribuzioni cumulative delle aperture sono dovuti: (i) alla presenza di errori sistematici in corrispondenza dei limiti della scala di osservazione (ORTEGA et alii., 2006); (ii) al fatto che le distribuzioni cumulative campionarie (definite come il numero di fratture per metro con apertura maggiore o uguale al valore in ascisse) consistono di stime di densità di fratture, per ogni valore di apertura, con incertezza variabile con l’ascissa (Fig. 1), poiché i valori nella parte destra del diagramma sono ottenuti da campioni inevitabilmente meno numerosi di quelli più a sinistra (GUERRIERO et alii., 2009).

INTRODUZIONE Lo studio della distribuzione statistica delle aperture dei joint è di notevole importanza nel campo dell’esplorazione petrolifera, in quanto un’adeguata conoscenza della legge di potenza che descrive tale distribuzione (con particolare riferimento all’esponente) fornisce informazioni importanti, oltre che sulla porosità per fratturazione e strain longitudinale associati ad un determinato joint set, anche riguardo la risposta idraulica del mezzo permeabile roccia in presenza di moti filtranti conseguenti ad attività estrattive. L’esponente m di tale legge di potenza consente di distinguere sistemi di fratture fortemente pervasivi (|m| > 1), in cui il maggior contributo alla porosità per fatturazione è fornito _________________________ (*) Dipartimento di Scienze della Terra – Università “Federico II” – Largo S. Marcellino 10 - 80138 Napoli, Italy Lavoro eseguito con il contributo finanziario di Shell Italia E&P

Fig. 1 – Distribuzione cumulativa ottenuta dai dati di scan line su mudstone. L’ampiezza degli intervalli di confidenza di ogni determinazione della frequenza cumulativa (indicati con segmenti verticali), cresce al crescere dell’apertura.

ANALISI STATISTICA MULTI-SCALA DI DATI DI SCAN LINE

AREA DI STUDIO Nell’Appennino meridionale, la successione carbonatica della Piattaforma Appenninica comprende unità stratigrafiche che sono molto simili, per età, litologia, facies, spessore complessivo, spessore dei singoli strati meccanici e tessitura, alle unità produttive del reservoir petrolifero della Val d’Agri in Basilicata. In quest’ultima area, le rocce reservoir, deformate da ampie pieghe associate a thick-skinned reverse faults e strutture da tettonica di inversione coinvolgenti il basamento (MAZZOLI et alii., 2001, 2008), sono costituite da una porzione tettonicamente sepolta della Piattaforma carbonatica Apula. Pur con le dovute cautele, tenendo conto della diversa evoluzione strutturale e di seppellimento tettonico, le unità della Piattaforma Appenninica possono essere utilizzate per l’analisi della fratturazione in affioramento come analoghi dei reservoir petroliferi. Gli strati studiati appartengono a successioni carbonatiche triassico-cenozoiche della Piattaforma Appenninica. e sono costituiti da calcari, dolomie a grana fina e dolomie a gran grossolana. Entrambi i tipi di dolomia si sono formati per sostituzione diagenetica precoce del calcare (IANNACE et alii, 1994). Tali successioni sono ben esposte in affioramento lungo un taglio stradale sul versante sud del Monte Faito, in Penisola Sorrentina, circa 20 km a SE di Napoli, ove sono stati analizzati in dettaglio strati carbonatici del Cretaceo Inferiore (Albiano).

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distribuzione cumulativa esponenziale delle spaziature ed una distribuzione di Poisson delle densità di fratture (DEKKING et alii., 2005). Tuttavia il rapporto media / SD tendente ad 1 non costituisce una condizione sufficiente affinché la distribuzione delle spaziature sia effettivamente esponenziale. Allo scopo di indagare questo aspetto, si è applicata la tecnica del bootstrap (e.g. DEKKING et alii., 2005; WASSERMAN, 2006) ai dati di spaziatura e densità di fratture, secondo le modalità seguenti:  Per ogni scan line, dal campione di spaziature rilevate sono state eseguite 10000 determinazioni di medie tra 10 elementi scelti a caso con ripetizione ed è stata calcolata la distribuzione cumulativa di tali medie. Poiché la media di una variabile aleatoria (VA) esponenziale ha distribuzione Chi quadrato, a tali distribuzioni è stata applicata la funzione di distribuzione inversa Chi quadrato, al fine di verificare che i valori ottenuti si dispongano lungo una retta (Fig. 3), in un diagramma che ha in ascissa la relativa VA ed in ordinata la funzione inversa della distribuzione cumulativa ad essa associata.

ANALISI STATISTICA: DETERMINAZIONE DELLA DISTRIBUZIONE SPAZIALE DI JOINT E VENE Il set di dati utilizzato nell’analisi statistica è stato ottenuto tramite otto scan line, effettuate su calcare, dolomie fini e dolomie grossolane. Inoltre, su di uno strato di calcare è stata eseguita una micro-scan line della lunghezza di circa 15 cm, con ingrandimento 50x. I joint set affioranti mostrano un rapporto media / deviazione standard (SD) delle spaziature tendente all’unità (GUERRIERO et alii., 2009), in quanto la SD delle spaziature converge sistematicamente verso la spaziatura media (Fig. 2). Il coefficiente di uniformità unitario è caratteristico di una distribuzione random (più correttamente uniforme) delle fratture nello spazio, alla quale è associata una Fig. 3 – Distribuzione inversa Chi quadrato e di Gauss delle distribuzioni cumulative osservate tramite il metodo bootstrap, in funzione della relativa VA. Nel primo caso i punti risultano sempre ben allineati

Fig. 2 – Media e deviazione standard SD delle spaziature in funzione della dimensione del campione considerato. La convergenza stocastica della SD verso la media è caratteristica della distribuzione di probabilità esponenziale.

 Ogni scan line è stata suddivisa in N-1 segmenti, dove N è il numero di fratture rilevate. Scelti k segmenti a caso (nel nostro caso abbiamo posto k = 5), nell’ipotesi che i joint abbiano distribuzione uniforme nello spazio, il numero di fratture presenti in tali segmenti è una VA di Poisson. Pertanto sono state effettuate 10000 determinazioni del numero di fratture presenti in campioni, casuali con ripetizione, di 5 segmenti ed è stata calcolata la loro distribuzione cumulativa. Poiché la VA di Poisson è discreta, non è possibile trovarne la funzione di distribuzione inversa per qualsivoglia valore di distribuzione cumulativa, senza dover ricorrere all’uso di funzioni

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V. GUERRIERO ET ALII

interpolanti costruite ad hoc. Pertanto, per semplicità di esposizione, i dati ottenuti sono riportati in un diagramma che ha in ascisse le distribuzioni cumulative osservate ed in ordinate la distribuzione cumulativa di Poisson relativa al medesimo valore assunto dalla VA (Fig. 4). I punti ottenuti si dispongono ben allineati intorno alla bisettrice del I quadrante. Ciò sta ad indicare che le due distribuzioni praticamente coincidono. Per confronto, in entrambi i casi (Figg. 3 e 4) sono state riportate anche le relative distribuzioni di Gauss. In definitiva l’analisi statistica delle spaziature ha

Fig. 4 – Frequenza cumulativa teorica in funzione di quella osservata, secondo le distribuzioni di probabilità di Poisson e di Gauss. Nel primo caso i punti risultano sempre ben allineati alla bisettrice del I quadrante, ossia risulta: frequenza osservata ≈ frequenza teorica di Poisson.

confermato che la spaziatura media ha una distribuzione Chi quadrato (che compete alla media di una VA esponenziale) e la densità di fratture è descritta dalla distribuzione di probabilità di Poisson. Tali caratteristiche sono entrambe tipiche di una distribuzione uniforme delle fratture lungo la scan line.

probabilità di Poisson per le densità di fratture, si può affermare che tali equazioni forniscono risultati per noi accettabili per N  20 (GUERRIERO et alii., 2009). Quindi ogni intervallo di confidenza osservato in Fig. 1 ha ampiezza che è funzione dello stesso valore stimato, di conseguenza, come si può osservare dal diagramma, si ha il fenomeno dell’eteroschedasticità (DEKKING et alii., 2005). Pertanto non è corretta l’applicazione del metodo dei minimi quadrati per individuare la retta di regressione, senza l’uso di opportune funzioni peso per i residui. La conseguenza più problematica di tale metodologia consiste nel fatto che la maggiore incertezza associata ai punti più a destra nel diagramma, determina un errore aleatorio notevole sul coefficiente angolare della retta di regressione (ossia l’esponente della legge di potenza). Una significativa riduzione dell’incertezza di stima dell’esponente suddetto può essere ottenuta da un’analisi multi-scala, integrando dati di micro-scan line con la tradizionale analisi eseguita su scan line in affioramento (Fig. 5a). Tuttavia anche in questo caso resta il problema della correttezza dell’applicazione del metodo dei minimi quadrati ad un set di dati eteroschedastico. Tale problema è risolto utilizzando una retta passante per due punti, uno per ogni set di dati (Fig. 5b). I punti sono scelti in maniera tale da avare stime basate sul maggior numero possibile di fratture campionate per ogni set (i punti più a sinistra nel diagramma), che non siano affette da errori di troncamento (ORTEGA et alii., 2006). Questo metodo riduce significativamente l’errore aleatorio nella determinazione dell’esponente della legge di potenza. In Fig. 6 sono riportati i risultati di una simulazione Monte Carlo (con 10000 determinazioni per ogni caso) di: scan line

ANALISI STATISTICA: DISTRIBUZIONE DI PROBABILITÀ DELLE APERTURE E QUANTIFICAZIONE DELLE INCERTEZZE Le distribuzioni cumulative osservate delle aperture dei joint consistono di stime di densità di fratture, calcolate per ogni classe di apertura. L’incertezza associata ad ogni stima di densità media di fratture può essere descritta dal suo intervallo di confidenza al 95% (definito come l’intervallo reale che contiene la media della popolazione con probabilità del 95%). Gli intervalli di confidenza al 95% possono essere calcolati rapidamente tramite le equazioni seguenti (GUERRIERO et alii., 2009): Flow = (1 – 1.96 / (N – 1) 1/2 ) ⋅ N / L (1) Fupp = (1 + 1.96 / (N – 1) 1/2 ) ⋅ N / L (2) dove Flow ed Fupp indicano i limiti inferiore e superiore dell’intervallo di confidenza, N il numero di fratture rilevate ed L la lunghezza della scan line. Le eq. (1) e (2) introducono un’approssimazione nel calcolo, basata sull’applicazione del teorema del limite centrale. In base al confronto con un algoritmo di calcolo esatto, che utilizza la distribuzione di

Fig.5 – Distribuzione cumulativa ottenuta dall’uso congiunto di dati da scan line tradizionale e da micro scan line: A) interpolazione tramite retta dei minimi quadrati; B) Interpolazione dati tramite retta per due punti. I due segmenti verticali indicano gli intervalli di confidenza, calcolati con il metodo esatto. Le due rette grigie passano per i valori estremi degli intervalli di confidenza.

ANALISI STATISTICA MULTI-SCALA DI DATI DI SCAN LINE

tradizionale, scan line multiscala con interpolazione secondo il metodo dei minimi quadrati e scan line multiscala con retta per due punti, partendo dalla medesima distribuzione teorica di aperture. I diagrammi riportano le distribuzioni bivariate di probabilità dei valori stimati di coefficiente ed esponente della power law. Come risulta evidente dal diagramma di Fig. 6c l’uso di una retta per due punti in luogo di una retta dei minimi quadrati determina, per il medesimo data set, una dispersione molto minore dei valori osservati rispetto ai valori reali del coefficiente ed esponente della legge di potenza.

CONSIDERAZIONI CONCLUSIVE Una corretta analisi delle distribuzioni statistiche delle

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secondo lo schema proposto. Un’ampia sperimentazione mediante simulazioni Monte Carlo ha messo in evidenza come l’applicazione di un’analisi statistica multi-scala e del criterio proposto per determinare la legge di potenza che approssima la distribuzione cumulativa delle aperture dei joint (retta per due punti in luogo della retta dei minimi quadrati), consente una riduzione notevole degli errori di stima dell’esponente. Nel caso riportato in Fig. 5 (scan line su mudstone) la stima dell’esponente è pari a 1.26 (in valore assoluto) ed il valore “reale” è compreso nell’intervallo [0.98 , 1.47] con probabilità del 90%.

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Fig 6 – Simulazione Monte Carlo di 10000 osservazioni della medesima distribuzione di probabilità teorica di aperture, condotte secondo le modalità seguenti: A) scan line tradizionale, B) scan line multi-scala con metodo dei minimi quadrati, C) scan line multi-scala con retta per due punti. Sugli assi orizzontali sono riportati coefficiente ed esponente della power law stimati. Sull’asse verticale è riportata la densità di frequenza.

aperture dei joint nei carbonati fratturati richiede, oltre la stima dei parametri di maggior interesse, la quantificazione delle incertezze associate a tali stime. La determinazione della distribuzione spaziale dei joint costituisce una fase irrinunciabile dell’analisi statistica, poiché l’applicazione delle eq. (1) e (2) (nonché del metodo esatto) per il calcolo degli intervalli di confidenza, si basa sul presupposto teorico che la spaziatura media abbia una distribuzione di probabilità Chi quadrato e la densità di fratture segua la distribuzione di Poisson. Una volta verificate tali condizioni si può procedere all’analisi delle distribuzioni cumulative delle aperture dei joint

ORTEGA O., MARRETT R. & LAUBACH E. (2006) - A scaleindependent approach to fracture intensity and average spacing measurement. AAPG Bull. 90, 193-208. WASSERMAN L. (2006) - All of Nonparametric Statistics. Springer Science, New York (USA).

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 108-110, 2ff.

Influence of inherited geometry and fault history on the seismogenic activity and potential of strike-slip fault systems in NW Slovenia: the case study of the Ravne Fault. VANJA KASTELIC (*, °), PIERFRANCESCO BURRATO (*) & MARKO VRABEC (°)

RIASSUNTO L’influenza delle geometrie ereditate e della storia della faglia sulla segmentazione e il potenziale sismogenetico dei sistemi trascorrenti in Slovenia nord-occidentale: la Faglia di Ravne. La zona di faglia Ravne è situata in un area di interazione fra due sistemi regionali di faglie con differente cinematica, entrambi collegati alla convergenza fra Adria e Eurasia: le faglie dinariche orientate NW-SE e le faglie del Sud-alpino orientate E-W. L’analisi di dati di geologia strutturale e di due sequenze sismiche recenti che hanno colpito l’area, ci permette di proporre un modello sismotettonico per la faglia di Ravne, che è stata interessata da diverse fasi tettoniche. La geometria originale e la storia evolutiva della zona di faglia svolgono un ruolo cruciale nella distribuzione recente dell’attività sismica e del potenziale sismogenetico dell’intera struttura. Infatti, la configurazione attuale della faglia Ravne, caratterizzata da fagliazione trascorrente su piani ad alto angolo a profondità crostali, è il risultato dell’iniziale geometria di un thrust orientato NW-SE e avente immersione verso NE, e della sua interazione con i piani di thrust diretti essenzialmente E-W. Partendo dai dati raccolti e tenendo in considerazione sia il quadro geodinamico che le relazioni empiriche, proponiamo tre possibili scenari con relativi potenziali sismogenetici per la possibile futura attività della faglia di Ravne.

sequences. The Ravne Fault is a NW-SE trending, right-lateral strikeslip fault that lies in the western Julian Alps of NW Slovenia. In this area the NW-SE oriented faults, typical of the Dinaric domain, meet and interact with the E-W oriented faults of the South Alpine domain (e.g. CASTELLARIN & CANTELLI, 2000; DOGLIONI, 1987; PAMI et alii, 2002). The activity of both structural trends is controlled by the Adria-Europe relative convergence, that in the study area results in about 2 mm/a of N-S oriented shortening (WEBER et alii, 2006, GRENERCZY et alii, 2005). This deformation is seismically released by thrust faulting earthquakes along the Eastern Southern Alps fronts, and by right-lateral strike-slip faulting along the Dinaric system (e.g. BURRATO et alii, 2008; DISS WORKING GROUP, 2007).

Key words: fault geometry, fault growth and linkage processes, reactivation, seismicity.

INTRODUCTION In this work we study the influence of the inherited structural pattern and the fault history on the segmentation and seismogenic potential of the Ravne Fault, a fault zone located in the eastern Southern Alps. We also present a model of development of the Ravne fault, as a fault zone, which has undergone multiple tectonic phases. The emphasis of this work is on the fault's seismic activity and its related seismogenic potential. For this purpose we analyzed surficial geological and structural data to study the fault geometry and the microkinematic indicators present within the fault zone. We also carried out a detailed study of the spatial, temporal and kinematic characteristics of the 1998 and 2004 seismic _________________________ (*) Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, Sezione di Sismologia e Tettonofisica, Roma, Italy (°) Department of Geology, Faculty of Natural Sciences and Engineering, University of Ljubljana, Askerceva 12, 1000 Ljubljana, Slovenia

Fig. 1 – Map of the main faults in the NW Slovenia, with the emphasis on the geometry of Ravne Fault. In the upper left corner a regional tectonic framework with depicted main structures is shown; blue rectangle showing area of investigations of this study.

STRUCTURAL SETTING The morphological expression of the Ravne Fault can be observed in the field and on satellite and digital topographic imagery over a distance of approximately 30 km in a NW–SE direction (Fig. 1) between Kal Koritnica in the NW and Cerkno at the SE end (KASTELIC et alii, 2008). The fault trace is discontinuous, interrupted by local transtensional basins arranged in a right stepping manner. The fault zone consists of individual NE-dipping fault planes with different dip angles. The shallower dipping planes, with values between 40°-60°, usually represent the contact between Cretaceous flysh rocks in

109 INFLUENCE OF INHERITED GEOMETRY AND FAULT HISTORY ON THE SEISMOGENIC ACTIVITY AND POTENTIAL OF STRIKE-SLIP FAULT SYSTEMS IN NW SLOVENIA: THE CASE STUDY OF THE RAVNE FAULT the foot-wall and Triassic limestones in the hanging-wall. In places, where such planes are present within the limestones, shear zones are also present. The geometry of the planes and the shear bands indicate uplift of the hanging-wall blocks. Well developed cataclastic zones up to a few centimetres wide are developed adjacent to some planes, whereas in other places, sheared surfaces of polished tectonic breccia occur in the innermost fault zone. Fault-related deformation on moderatly dipping fault planes is not confined only to the steep trace of the Ravne Fault, but is rather well recorded also on fault planes of the foot-wall block. Where preserved, microkinematic indicators on these planes prove dip slip displacements. Planes with steeper dips reaching values of more then 75 degrees in most cases lack of microkinematic indicators. Throughout the outcrops along the trace of the fault zone, only individual subvertical planes with visible striation marks and horizontal grooves showing strike-slip movement are present. In places, also (sub)vertical fractures cutting through the more shallowly dipping thrust planes can be observed at the surface, indicating the propagation towards the surface of the steep subvertical planes forming at depth (KASTELIC et alii, 2008). Recent seismicity recorded in the Ravne Fault zone shows that ongoing seismic activity is confined to shallow crustal levels and does not exceed depths beyond 10 km. The 1998

Fig. 2 – Spatial distribution of aftershock sequences of the 1998 and 2004 Ravne Fault earthquake events. Grey triangles depict the 1998 MW= 5.6, black circles the 2004 MW= 5.2 earthquake seismic sequences, respectively. The grey and light-greyish stars represent the 1998 and 2004 main shock locations, respectively. Grey-coloured focal mechanism belong to the 1998 (ZUPANI et alii, 2001), the black solutions to the 2004 events (KASTELIC et alii, 2006). Red boxes represent the sources for both main shocks of the two seismic sequences, with the geometries obtained from their focal mechanisms and dimensions in agreement with geometrical empirical relationships (WELLS & COPPERSMITH, 1994).

(MW=5.7) and 2004 (MW=5.2) earthquake sequences were characterized by focal mecanisms ranging from dextral strikeslip to almost pure reverse faulting (KASTELIC et alii, 2006; Fig. 2). The main shocks of both earthquakes delineate prevailing dextral strike-slip movements on steep SW dipping planes. The 1998 earthquake cluster follows a NW–SE trend, with the main shock located approximately at 4.5 km from the fault’s NW tip, whereas the SE end of the cluster reaches the Tolminka Springs basin. Focal mechanism solutions for stronger aftershock events indicate thrust or reverse movements on N dipping fault planes on both ends of the cluster, all within the first 7 km of the crust (ZUPANI et alii,

2001). The earthquake did not cause surface faulting, but it did (re)activate a 12 km long and 7 km wide rectangular fault plane with an average slip of 18 cm (BAJC et alii, 2001). The 2004 earthquake was weaker and also did not cause surface faulting. The epicentre of the main shock was located about 1 km from the 1998 main shock location. This event and its aftershock sequence were also confined to shallow crustal levels. The spatial distribution of aftershocks is not as homogeneous in direction as for the 1998 cluster. Two distinctive branches of aftershocks can be observed for the 2004 sequence: one line continues in a NW–SE direction rupturing an area further NW of the 1998 cluster, while the other line branches off in an E–W direction (Fig. 2). The computed focal mechanisms for the stronger aftershocks (KASTELIC et alii, 2006) show similar kinematics as the main shock, the difference being a larger dipslip component for some aftershocks, indicating oblique dextral-reverse movements on steep to moderate-steep NW–SE oriented fault planes and oblique reverse-dextral and reverse movements on E–W oriented, moderate-steep faults.

DISCUSSION Knowing and understanding the geometry, time history and recent seismic destribution is essential in providing a reliable seismotectonic model and seismogenic potential assesment of a fault that has undergone multiple tectonic phases. In the case of Ravne Fault it was proven that the original geometry of the fault plane connected to SW verging thrusting phase plays an important role also in the recent seismic behaviour of the fault zone (KASTELIC et alii, 2008). During both the recent seismic sequences recorded in the Ravne Fault zone the main shocks occurred on SW-dipping subvertical fault planes, while the aftershocks were distribued on NE to N dipping fault planes related to the older thrusting phase. Of important significance is also the presence of the E-W thrusting phases within the fault zone, that caused disintegration and displacements of the NW-SE oriented thrust zone, and formation of local geometrical barriers that are governing the seismic distribution acting as segment boundaries. Examples of such behaviour can be found at both tips of the Ravne Fault. To the SE, the Tolminka Springs basin, an E-W trending thrust system meets the NW-SE oriented fault zone causing its displacement and formation of a transtensional basin that acted as a stopping barrier for the SE propagation of the 1998 earthquake sequence. From this location further to the SE the fault trace is getting more and more discontinous and slowly fading away, although some reports show its continuation in the SE direction for further 15 km (GRAD & FERJANI, 1968). At the NW tip of the fault zone, the surface expression of the fault trace is lost in the Bovec basin under the Quaternary sediment infill, while in the NW slopes above the basin no fault trace can be observed. Close to the location of NW-SE oriented fault trace entering the Bovec basin is also the location of the intersection with the E-W oriented fault plane that was reactivated during the the 2004 earthquake sequence. Given such structural setting three different seismotectonic scenarios can be envisaged:

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V. KASTELIC ET ALII

a) if the existence of the SE continuation of the Ravne Fault zone with a length of about 15 km is established, the coseismic rupture of this new segment would result in an earthquake of magnitude similar to that of the 1998 event; b) with the same assumption, the rupture of the entire Ravne Fault zone by breaching of the Tolminka Springs basin segment boundary, would produce a stronger earthquake. Taking into consideration the length of the fault trace and keeping the geometry and kinematics of the 1998 source, a Mw=6.1 earthquake is proposed by empirical relationships (WELLS & COPPERSMITH, 1994); c) the coseismic rupture of the E-W oriented thrust plane already activated during the 2004 earthquake sequence, would result in a Mw=5.5 earthquake. The model of segmentation applied in this case study can be applied also to the other fault systems of the region, which share the same geometry and the same structural development as the Ravne Fault. One of these fault systems is the NW-SE oriented Idrija Fault, responsible for the 1511 M=6.9 earthquake (FITZKO et alii, 2005) that is the strongest earthquake recorded in the region. Given the continuation of the fault trace to the SE, a higher magnitude earthquake with strike-slip motion is predicted by our model that is in accordance with the data of known seismicity. By taking into consideration all the data known we can improve the understanding of recent and future seisimic processes of a particular region and fault systems and therefore contribute to more realistic and reliable seismogenic potential assesments. REFERENCES BAJC, J., AOUDIA, A., SARAO, A. & SUHADOLC P. (2001) - The Bovec–Krn mountain (Slovenia) earthquake sequence. Geophys. Res. Lett., 28 (9), 1839–1842. BURRATO P., POLI M.E., VANNOLI P., ZANFERRARI A., BASILI R. & GALADINI F. (2008) - Sources of Mw 5+ earthquakes in northeastern Italy and western Slovenia: An updated view based on geological and seismological evidence. Tectonophysics, 453, 157-176, doi: 10.1016/j.tecto. 2007.07.009. CASTELLARIN A. & CANTELLI L. (2000) - Neo-Alpine evolution of the Southern Eastern Alps. J. Geodyn., 30, 251–274. DISS WORKING GROUP (2007) - Database of Individual Seismogenic Sources (version 3.0.4): A compilation of potential sources for earthquakes larger than M 5.5 in Italy and surrounding areas. Available at: http://www.ingv.it/DISS. DOGLIONI C. (1987) - Tectonics of the Dolomites (Southern Alps Northern Italy). J. Struct. Geol., 9, 181–193. FITZKO, F., SUHADOLC, P., AOUDIA A. & PANZA G.F. (2005) Constrains on the location and mechanism of the 1511 Western–Slovenia earthquake from active tectonics and modeling of macroseismic data. Tectonophysics, 404, 77– 90.

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 111-114, 1 ff.

The Liguride Complex of the Pollino area (Southern Apennines): tectonic setting and preliminary mineralogical data SALVATORE LAURITA (*), FRANCESCO CAVALCANTE (**), CLAUDIA BELVISO (**) & GIACOMO PROSSER (*)

RIASSUNTO INTRODUCTION Il Complesso Liguride affiorante nell’area del Pollino (Appennino meridionale): assetto tettonico e dati mineralogici preliminari Il Complesso Liguride affiorante nell’area del Pollino rappresenta il relitto di un prisma di accrezione che è entrato in collisione con il margine passivo apulo durante il Miocene inferiore. Nel corso dell’evoluzione accrezionale e durante la successiva evoluzione collisionale si sono individuate una una serie di unità tettoniche caratterizzate da caratteristiche litologiche peculiari e da una differente sovraimpronta metamorfica. Nuovi dati strutturali e mineralogici permettono di distinguere all'interno del Complesso Liguride tre unità tettoniche che sono, dall'alto verso il basso: (i) l'Unità del Frido, costituita da serpentiniti, metabasiti, scaglie di crosta continentale e metasedimenti di basso grado; (ii) l'Unità del M. Tumbarino, costituita da metapeliti di grado molto basso con subordinati basalti e gabbri; (iii) l'Unità Nord Calabrese, non metamorfica, costituita da ofioliti alla base e da argilliti e arenarie verso l'alto. Lo studio di terreno ha permesso di riconoscere che la parte alta dell'Unità del Frido è costituita da metabasiti foliate ricoperte da scaglie di serpentiniti nel settore sudoccidentale e da serpentiniti e scaglie di crosta continentale settore sudorientale. In entrambi i settori i metasedimenti sono tipici della porzione inferiore dell'Unità. Le varie unità litologiche dell'Unità del Frido sono interessate da una sequenza di fasi deformative in parte contemporanea ad un metamorfismo di alta pressione e bassa temperatura. I valori dell'indice di Kübler, ottenuti mediante l'analisi diffrattometrica a raggi X di metasedimenti pelitici, hanno permesso di stimare temperature comprese tra 200-220°C nel settore nordorientale e 300-350°C nel settore sudoccidentale. I valori del parametro b0 delle miche e la presenza di aragonite sono coerenti con una pressione di 7-9 Kbar. Temperature significativamente inferiori possono essere stimate per l'Unità del M. Tumbarino (180-200°C) e l'Unità Nord Calabrese (120-150°C). In conclusione, si ritiene che il prisma di accrezione liguride, durante la collisione con il margine apulo, sia stato suddiviso in una pila di unità tettoniche che testimoniano condizioni di pressione e temperatura progressivamente decrescenti dall'alto verso il basso.

Parole Chiave: Complesso Liguride, Appennino meridionale, cuneo d’accrezione, metamorfismo HP/LT, Indice di Kübler. Key Words: Liguride Complex, Southern Apennines, accretionary wedge, HP/LT-metamophism, Kübler Index.

_________________________ (*) Dipartimento di Scienze Geologiche, Università della Basilicata, Via dell’Ateneo Lucano, 10 – 85100, Potenza, Italy (**) IMAA CNR, C.da S. Loja - Zona Industriale, 85050 Tito Scalo (PZ), Italy

The Liguride Complex in the Pollino area (Fig. 1) represents the remnants of an accretionary wedge that underwent collision with the Apulian passive margin during the early Miocene (KNOTT, 1994). The accretion history and the later collisional evolution produced a series of thrust sheets showing different lithological features and metamorphic overprint. Later post-collisional evolution further complicated this picture, since the early-formed thrust sheets have been crosscut by out-of-sequence thrusts, transpressive and, finally, normal faults. The polyphase deformation history of the Liguride Complex complicates the recognition of the geometrical relationships between the different rock bodies. This led previous authors to propose conflicting structural interpretations (e.g., BONARDI et alii, 1988; MONACO & TORTORICI 1995). For this reason we carried out new detailed structural mapping, petrographical, microstructural and mineralogical analyses in selected localities of the Pollino area. The different deformation phases have been defined by field observation and microstructural analyses. In particular, the general architecture of the Liguride Complex has been reconstructed by careful mapping of the main axial surfaces related to large–scale folds that intensely deform the main foliation and the lithologic contacts. Microstructural observations have been coupled with X-ray diffraction analyses, that allowed to distinguish different thrust sheets in wide areas characterized by monotonous lithologies, such as very low-grade metapelites and latediagenesis pelites. The new data allowed a more detailed distinction between different tectonic units and rock types, leading to an upgraded structural interpretation and provide new information on the early evolutionary stages of the AlpineApennine subduction system.

GEOLOGICAL SETTING The Liguride Complex represents the uppermost tectonic units of the Southern Apennines. This mountain belt developed at the expense of the eastern passive margin of the Apulian plate resulting from the mesozoic extensional evolution of the western Tethys ocean (GUERRERA et alii, 2005). The inversion

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S. LAURITA ET ALII

Fig. 1 – Tectonic sketch map of the Liguride Units in the Pollino area. Inset shows the location of the studied area in the Southern Apennines.

of the former passive margin took place during the Neogene time with ENE vergence (PATACCA & SCANDONE, 2007, and references therein). The Apulian margin was formed by carbonate platforms and basins which from the west to the east, are: (i) the Sicilide deep-sea domain, corresponding to the ocean-continent transition; (ii) the Apennine carbonate platform; (iii) the Lagonegro basin; (iv) the internal and external Apulian carbonate platform. The Liguride Complex derives from the western Tethys oceanic domain, which laid between the European and Apulian continental domains (PERRONE et alii, 2008). Late Cretaceous – Tertiary subduction of this oceanic domain gave rise to the Liguride accretionary wedge that finally collided with the Adriatic margin during the early Miocene times (KNOTT, 1994). During this evolution the Liguride accretionary wedge thrusted onto the Apennine platform and the accreted material was split into different slices that can be schematically divided into metamorphic and non-metamorphic units. In the study area the Liguride Complex we recognised three main tectonic units that, from the top to the bottom, are (Fig. 1): (i) the Frido Unit (AMODIO MORELLI et alii, 1976), consisting mainly of very low grade metapelites and metalimestones, with minor slices of continental crust rocks, serpentinites and metabasites; (ii) the M. Tumbarino Unit, made up of very low-grade metapelites, with minor basalts and gabbros, comparable to the Cilento basal Unit (MAURO & SCHIATTARELLA, 1988); (iii) the North-Calabria Unit (BONARDI et alii, 1988), consisting of non metamorphic ophiolites, shales and standsones, partly referred to the Calabro-Lucano Flysch Unit by MONACO et alii (1995). Generally, the Liguride Complex tectonically overlies the Bifurto formation, mainly consisting of shales and quartzarenites deposited on the top of

the Apennine platform during the Early Miocene. Our study mostly concentrated on the Frido Unit that documents deformation and metamorphic features typical of the deep portions of the Liguride accretionary wedge. The HP-LT metamorphic overprint is well developed in mafic rocks and, locally, in the continental crust rocks (BECCALUVA et alii, 1982; SPADEA, 1982). Maximum pressure and temperature conditions estimated for mafic rocks are 8-10 Kbar and 400450°C, respectively (MONACO et alii, 1995). The widespread occurrence of aragonite in metalimestones (SPADEA, 1976) indicates that also metasedimentary rocks underwent HP-LT conditions. Temperatures of 140-200°C and 200-300°C have been estimated by DI LEO et alii (2005) and INVERNIZZI et alii (2008), respectively.

STRUCTURE OF THE FRIDO UNIT In the studied area metabasites, serpentinites and continental crust rocks are generally located in the uppermost part of this unit, whereas metalimestones and low-grade phyllites are more widespread below. In the southwestern sector of the study area (M. Nandiniello and Gallizzi localities; Fig. 1) an almost continuous sheet of strongly foliated metabasites overlie metalimestones and, in minor extent, phyllites. The protoliths of the foliated metabasites consist of meta-pillow lavas, meta-pillowbreccias and meta-hyaloclastites, well visible in less deformed areas. Frequently, foliated metabasites carry on top slices of intensely deformed serpentinites, containing dispersed bodies of massive metabasites. In the northeastern sector of the study area (Timpa Rotalupo; Fig. 1), serpentinites are tectonically overlain by

THE LIGURIDE COMPLEX OF THE POLLINO AREA (SOUTHERN APENNINES)

slices of continental crust consisting of albitic gneisses, garnet gneisses and amphibolites. The detailed structural analysis carried out in the study area allowed to recognize structures related to a polyphase deformation history, well developed in metasedimentary rocks. Three main deformation phases have been recognized in mafic rocks and metasediments of the Frido Unit. The D1 deformation is mainly documented by the main S1 foliation that is particularly intense along the main lithological contacts. Metamorphism under blueschist facies conditions during the D1 deformation is documented by the crystallization of glaucophane and lawsonite along the S1 foliation in metabasites. Later D2 folds and crenulations overprint the previous fabrics, producing a well-developed crenulation cleavage. D2 folds trend from NE-SW to N-S and show nearly horizontal axial surfaces. Local occurrence of riebeckite along the S2 crenulation cleavage suggests that HP-LT conditions operated also during the D2 deformation. The D3 deformation developed E-W oriented decametre-scale folds, with nearly horizontal axial surfaces. These folds are not associated to an axial planar foliation and at outcrop-scale are indicated by weakly developed crenulations.

MINERALOGY OF LOW-GRADE METASEDIMENTS Metamorphic conditions deduced for mafic rocks of the Frido Unit have been compared with mineralogical data obtained by X-ray diffraction in low-grade metasediments. This analysis allows to define the metamorphic grade of sediments and metasediments by measuring parameters such as Kübler Index (KI), the percentage of 2M1 polytipe and the b0 parameter of illite-muscovite (FREY & ROBINSON, 1999, and references therein). KI values indicate temperatures generally ranging from 220 to 260°C. Lower temperatures (200-220°C) can be obtained in the northeastern sector, whereas higher values (300-350°C) can be envisaged for southwestern sector, where glaucophane and lawsonite are commonly found in foliated metabasites. The b0 values suggest pressures of about 7-9 Kbar, in agreement with the presence of aragonite (SPADEA, 1976). In the Monte Tumbarino Unit KI values allow to estimate consistently lower temperatures of 180-200°C. These conditions are in agreement with the presence of Na-mica and K/Na-mica mixed layer, ordered Chl/S mixed layer in same samples, lower percentage of 2M1 muscovite politipe and weaker development of slaty clivage and crenulations compared to the Frido Unit. The presence of aragonite in a carbonate-bearing sample suggests pressures of at least 5 Kbar. Distinctly lower temperatures of 120-150°C have been detected in the non-metamorphic North Calabria Unit by the presence of ordered R1 and R3 I/S mixed layers and the KI values.

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CONCLUDING REMARKS The early evolutionary history of the Frido Unit records subduction of oceanic crust and strong deformation during HPLT metamorphism. Estimates of metamorphic conditions obtained in low grade metasediments indicate that during this evolution temperatures probably did not exceed 300-350°C in the southwestern sector and 200-220°C in the northeastern sector. When the Apulian margin was incorporated in the subduction zone during the early Miocene the Liguride accretionary wedge thrusted on the Apennine platform during the development of the Apennine chain. This process strongly modified the original geometry of the liguride accretionary wedge that was subdivided into different thrust sheets. New structural and mineralogical data allowed to distinguish three main thrust sheets. The uppermost thrust sheet (Frido Unit) derives from the deeper portion of the accretionary wedge, whereas the intermediate and lower thrust sheets (The Tumbarino and North Calabria Units) come from progressively shallower portions of the wedge.

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Quaternary evolution of “blind” fault-related folds in the Central Po Plain (Northern Italy). FRANZ LIVIO (*), GIANCANIO SILEO (*), ANDREA BERLUSCONI (*), ALESSANDRO M. MICHETTI (*), KARL MUELLER (**), CIPRIANO CARCANO (°) & SERGIO ROGLEDI (°)

RIASSUNTO Evoluzione quaternaria di strutture plicative sepolte lungo il settore centrale dell'alta Pianura Padana. Attraverso la ricostruzione tridimensionale di due superfici appartenenti al record stratigrafico quaternario del bacino padano (Superficie Azzurra, 1.6 Ma e Superficie Rossa 0.89 Ma) si è giunti a delineare parte dell’evoluzione quaternaria di sovrascorrimenti sepolti. Il pattern deformativo è stato ricostruito a partire dall’analisi delle pieghe associate a queste strutture ed in funzione della loro evoluzione nel tempo. L’analisi di dettaglio di un profilo passante attraverso il sistema di faglie di Capriano del Colle (BS) e l’analisi del record stratigrafico sindeformativo ha permesso di definire lo stile strutturale tipico di questo settore ed i ratei di sollevamento associabili alle strutture di Capriano.

documented (LIVIO et alii, 2008; MICHETTI et alii, 2008). BURRATO et alii (2003) describe river anomalies in the Valle dell’Oglio sector, probably induced by active growing folds. In order to depict the recent evolution of the structures recognized in the Po Plain basin we analyzed ca. 18000 km of seismic lines, provided by ENI E&P, constrained by hundreds of deep exploratory wells, over an area of about 6800 Km2 (Fig.1).

Key words: fault-related folds; Southern Alps; Quaternary tectonics INTRODUCTION The study of quaternary folds as indicators of active crustal shortening and coseismic slip on related thrusts, especially in areas characterized by blind thrusting, is attracting increasing interest among specialists due to the recent dramatic evolution of the methodology for their structural analysis, which now allow to attain excellent resolution in the deep interpretation of earthquake sources (BURBANK et alii, 1996; SHAW & SUPPE, 1996, MUELLER & SUPPE, 1997; SHAW et alii, 2002; ISHIYAMA et alii, 2004; LIN & STEIN, 2006, DOLAN et alii, 2003, LAI et alii, 2006, CHEN et alii, 2007, LEON et alii, 2007, STREIG et alii, 2007; OKAMURA et alii, 2007). We selected an area between Lake Como and Lake Garda where several evidence of Quaternary tectonics has been reported. Some isolated small hills (Capriano del Colle, Castenedolo, Ciliverghe and Pievedizio hill), rising from the surrounding plain, have been already mentioned by DESIO (1965) as evidence of Quaternary tectonics. Secondary faulting and folding at Capriano del Colle sites have been also recently _________________________ (*) Dipartimento di Scienze Chimiche ed Ambientali, Università dell’Insubria (**) University of Boulder, Colorado (US) (°) ENI Exploration & Production This research has benefited from funding provided by the Italian Presidenza del Consiglio dei Ministri - Dipartimento della Protezione Civile (DPC). Scientific papers funded by DPC do not represent its official opinion and policies.

Fig. 1 – Areal extent of the analyzed surfaces: (a) Blue Surface – 1.6 Myrs; (b) Red Surface - 0.89 Myrs.

Faults were defined both by obvious truncation of strata on seismic profiles (e.g. footwall and hangingwall stratigraphic cutoffs) and by construction of contour maps of folded horizons of various age in the Quaternary sequence that infills the Po Plain basin. Folds associated to underlying thrusts were in fact

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platform domain, an Apennine platform domain and two slopes linking this platforms with the basin (Fig. 2 and 3). The basin is ca. 40 km wide (Fig. 3) and progressively deepens eastward. The northern flank of the basin is less steep than the southern one and shows some erosive features in its northern sector. We characterized segmentation of blind thrusts using several methods that including mapping of single segment faults that terminate at a transverse structure (e.g. a transfer fault) or where folding decreases to zero at the end of structures as defined by the regional dip of mapped strata.

Fig. 2 –Block-diagram of the Plio-Pleistocene Po Plain Basin: the main domains, described in the present work, have been indicated.

recognized based on deformation recorded by two regional sequence boundary horizons (Blue Surface – 1.6 Myr; and Red Surface - 0.89 Myr; e.g. CARCANO & PICCIN, 2002, MUTTONI et alii, 2003), characterized by good stratigraphic and age bracketing, and marking significant changes in the sedimentary architecture of the basin. Age controls are based on stratigraphic, paleontological and magnetostratigraphic analysis by ENI E&P and Regione Lombardia (CARCANO & PICCIN, 2002, SCARDIA et alii, 2006) and on an extensive database of shallow well logs acquired in boreholes drilled for groundwater. The analysis of strain induced on these horizons allowed to recognize a belt of active fold & thrust structures, each 10 to 20 km long, that extents with an en echelon arrangement across the Po basin.

PATTERN OF DEFORMATION IN THE CENTRAL PO PLAIN

Blue Surface (1.6 Myr) The Blue Surface covers about 7800 Km2. From north to south the following major domains can be recognized: an alpine

On the northern edge of the basin two structures has been identified (Fig. 3 structures number 1 and 2). We interpret these structures as north-verging fault-propagation folds characterized by ramps that detach the Gonfolite Lombarda Group (Oligo – Miocene; BERNOULLI et alii, 1989) from the underlying upper Cretaceous sediments. Surface deformation caused with these structures is associated with the Castenedolo and Capriano del Colle hills. On the basin floor we recognized nine structures interpreted as folds overlying growing blind faults. The northern structures belong to the Alpine domain and we interpreted them as south-vergent fault propagation folds (structures number 3, 4 and 6 of Fig. 3). These structures have an average length of 11 - 16 km and are ca. N 110° trending. Structure number 7 is the most external Apennine front (Soresina High; e.g. BIGI et alii, 1990) while structures number 9, 10 and 11 represents segments of Central - Eastern sector of the Emilia folded Arc. The westernmost segment (11) is the San Colombano High. Structure 10 is the Piadena High, the most external structure of this sector of the Emilia Arc (e.g. BIGI et alii, 1990). At this stage of deformation (ca. 1.6 Myr) the morphobathymetry of the basin floor clearly shows two opposite verging structural fronts, facing each other in the central sector of the Po Plain, characterized by an array of fault-related folds, segmenting each one of these belts. Red Surface (0.89 Myrs)

Fig. 3 – Blue Surface in map view and in 3D wireframe. Main recognized structures are indicated. See text for details.

QUATERNARY EVOLUTION OF “BLIND” FAULT-RELATED FOLDS IN THE CENTRAL PO PLAIN

The evolution of the basin between the formation of the Blue Surface and the formation of the Red Surface (averaging ca. 710.000 yrs.) is summarized as follows. The Alpine platform domain spreads out southward; a less steep scarp links it with a wider but less deep Apennines - Alps basin domain and the Apennines platform domain has been deformed by the most

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1986; ROERING et alii, 1997; NINO et alii, 1998; ISHIYAMA et alii, 2004; OKAMURA et alii, 2007). Several models and natural examples, indicate in fact that bedding-parallel strain tends to consume slip and therefore hinder the upward propagation of faults and fault-related folds.

Fig. 4 – Red Surface in map view and in 3D wireframe. Main recognized structures are indicated. See text for details.

external Apennines structures. At this stage the basin is still strongly asymmetric, and at the eastern edge is ca. 30 km wide, narrowing toward west to ca. 20 Km. Folds recognizable on this surface are less than those mapped on the Blue surface; moreover they are generally longer. This trend is consistent with a spatially – varying shortening rate model (e.g. SALVINI & STORTI, 2002) according to which folds grow with a constant fault geometry but with displacement varying along strike. Faults migrate laterally as displacement accumulates and, in the case of two or more adjacent structures, the growth along strike could produce the linkage among the adjacent structures with the formation of double plunging folds (MUELLER & TALLING, 1997, KELLER et alii, 1999; CHAMPEL et alii, 2002).

CAPRIANO DEL COLLE FAULT SYSTEM A seismic reflection profile, cutting through some representative structures in the northern sector of the Po Plain, has been selected and analyzed (Fig. 5). The Capriano del Colle Fault System (CapFS) is composed by a south-vergent thrust (CCT) and an associated high angle backthrust (CCB). The structural style here depicted is therefore characterized by a triangle zone, or structural wedge, defined by a primary south-vergent fore-thrust and a connected north-vergent backthrust (Fig. 5 and 6). Secondary flexural slip faults (CCBFSF e CCTFSF) are associated with both these structures (Fig. 6). Flexural slip faults play an important role in the accommodation of strain above blind thrusts (e.g., YEATS,

Tectono-sedimentary history of the Capriano del Colle Fault System

Fig. 5 – Shaded relief map based on a 20 m DTM showing the locations of buried active thrusts in the northern sector of the Po Plain; barbs indicate the hanging-wall of the thrusts. ENI E&P deep boreholes and seismic line location are also represented. Main historical earthquakes are indicated. (CPTI, 2004, modified).

Syntectonic growth theory (SUPPE et alii, 1992) suggests that cumulative displacement will decrease upward within the stratigraphic interval deposited during deformation. In contractional environments syntectonic strata typically thin across folds limbs towards structural highs. Methodology adopted for uplift rates calculation is summarized in Figure 7a (e.g., MASAFERRO et alii, 2002;). In situ accumulation rates (S) were also calculated and compared to relative uplift rates (U/S ratio; Fig. 7b). A very high accumulation rate, with respect to

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Fig. 6 – Depth-converted interpreted seismic profile, across the Capriano del Colle Fault System, constrained by constant thickness fault-related fold theory. Location is shown on Figure 2a. There is no vertical exaggeration. Abbreviations are: CCT, Capriano del Colle thrust; CCB, Capriano del Colle backthrust; CCTFSF & CCBFSF are associated flexural slip faults. Values above arrows indicate limb widths, measured on the section. Thick dashed lines, active axial surface; dash and dotted thin lines, inactive axial surface, blue dashed lines, erosional features.

uplift rate (very low ratio U/S), can in fact obscure the tectonic signal and appear as an interval apparently not influenced by contemporary uplift. Uncertainties in uplift and sedimentation were evaluated in terms of the resolution and variability in seismic reflector character (ca. 25 m), and errors in age bracketing (ca. ± 0.1 – 0.05 Myr, according to the considered surface). For calculations we used the above-mentioned Blue and Red Surface and an intermediate horizon, called Green Surface, dated ca. 1.2 Myr. Results, relative to each structure, are summarized as follows (Fig. 7b). - For the CCT: during the first chronostratigraphic interval (Pliocene – 1.6 Myr) very low values of uplift and sedimentation rates have been recorded. Growth beds onlapping the fold limb and thinning as they approach the fold crest predominated during the first part of this period. Such a low value of average rock uplift rate may be related to averaging a relatively short episode of tectonic deformation over a very long time period (duration is ca. 3.6 Myr). The second time window (1.6-1.2 Myr) records seemingly higher values both in uplift and sedimentation rates. The following period is characterized by a deactivation of this thrust, as testified by syntectonic growth strata that maintain the same thickness throughout the CCT crest. Since S value is constant for this period, compared to the previous interval, it is apparent that the tectonic signal has not been concealed by a significant increase in sedimentation rates. The 0.89 Myr to present chronostratigraphic interval records a decrease both in uplift and sedimentation rates. - For the CCB: during a Pliocene to 1.6 Myr time window, our analysis suggests that this structure initially experienced similar low values of sedimentation and uplift rates.

Fig. 7 – Assessment of uplift and in situ sedimentation rates relative to chronologic intervals: a) Sketch of the methodological approach (e.g. Masaferro et al., 2002) applied to calculate uplift rates; b) graphic summary of the results according to the considered time windows. Error bars and U/S ratio value are also indicated. (*) indicates minimum uplift rate value, according to a fill-to-the-top growth model.

We consider the same considerations discussed above for calculations on rock uplift CCT structures to be valid. During the 1.2 – 0.89 Myr period the high value of U/S ratio marks a significant decrease in sedimentation rates. This drastic lowering in

QUATERNARY EVOLUTION OF “BLIND” FAULT-RELATED FOLDS IN THE CENTRAL PO PLAIN

sedimentation rate is consequence of the progressive infilling of the Po Plain basin that, for this sector, was starting to shift to a continental-type environment. The latest period is characterized by the onset of regional non-deposition and/or erosional conditions over the entire Po Basin whole area. The Red Surface is thus not visible throughout the entire CCB structural high. Thus, assuming a fill-to-the-top growth model, the calculated rate has to be considered as a minimum value.

CONCLUSIONS Deformation pattern of the Po Plain basin has been analyzed over two time windows (1.6 and 0.89 Myr and 0.89 Myr – Present). It is noteworthy the reactivation of north-verging backthrusts and associated folds, instead of the main forethrusts, maybe related to a differential sedimentary load between proximal and distal portions of the basin. Uplift rates obtained for the CapFS characterize these thrusts as moderate to low strain rate structures. REFERENCES BERNOULLI D., BERTOTTI G. & ZINGG A. (1989) - Northward thrusting of the Gonfolite Lombarda ("South-Alpine Molasse"). Eclog. Geol. Helv.. - 1989. - Vol. 82. - p. 841856. BIGI G. COSENTINO D., PAROTTO M., SARTORI R. & SCANDONE P. (1990) - Structural Model of Italy - 1:500000 Scale // Quaderni de "La Ricerca Scientifica" / a cura di SELCA Firenze. - 1990. - Vol. 114/3. BURBANK, D., MEIGS, A., BROZOVIC, N. (1996) - Interactions of growing folds and coeval depositional systems. Basin Research, n. 8 pp.199-223. BURRATO, P., CIUCCI, F. & VALENSISE, G. (2003) - An Inventory of river anomalies in the Po Plain, Northern Italy: evidence for active blind thrust faulting. Annals of Geophys. 46, n. 5 pp.865-882. CARCANO, C. & PICCIN, A. (a cura di) (2002) - Geologia degli acquiferi Padani della Regione Lombardia. Firenze: S.EL.CA. CHAMPEL, B., VAN DER BEEK, P., MUGNIER J.& LETURMY, P. (2002) - Growth and lateral propagation of fault-related folds in the Siwaliks of western Nepal: Rates, mechanisms, and geomorphic signature. Journal Of Geophysical Research, VOL. 107, NO. B6, 10.1029/2001JB000578, 2002. CHEN, Y.G., LAI, K.Y., LEE, Y.H., SUPPE, J. CHEN, W.S., LIN, Y.N.N., WANG, Y., HUNG, J.H. & KUO Y.T (2007) Coseismic fold scarps and their kinematic behavior in the 1999 Chi-Chi earthquake Taiwan. Journal of Geophysical Research, VOL. 112, B03S02, doi:10.1029/2006JB004388, 2007

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 121-124, 2 ff.

Bending and growth of the Central Andean plateau: paleomagnetic and structural constraints from the Eastern Cordillera (22-24°S, NW Argentina) MARCO MAFFIONE (*), FABIO SPERANZA (*) & CLAUDIO FACCENNA (**)

RIASSUNTO Piegamento e crescita dell’Altopiano delle Ande Centrali: vincoli paleomagnetici e strutturali dalla Cordigliera Orientale (22-24°S, NO Argentina) In questo lavoro presentiamo nuovi dati paleomagnetici e strutturali provenienti da rocce sedimentarie continentali a matrice sabbioso-argillosa dell’intervallo Cretaceo superiore-Pliocene provenienti dalla Cordigliera Orientale (Ande centrali). Qui, rilievi a direttrice N-S e NNE-SSW, costituiti da un basamento Paleozoico e da red-beds del Cretaceo superiore, si trovano parzialmente sovrapposti a profondi bacini sedimentari di età Cenozoica. Le direzioni paleomagnetiche (probabilmente primarie) ottenute in 15 siti documentano una rotazione oraria rispetto alla placca Sud Americana di 45.9°±9.4, 30.1°±23.9°, and 15.4°±19.3°, avvenuta rispettivamente dopo il Cretaceo superiore (~80 Ma), l’Oligo-Miocene (20-30 Ma), ed il Miocene superiore-Pliocene (5-10 Ma). Al contrario, 4 siti del Cretaceo superiore, situati in prossimità di una faglia trascorrente a direttrice N-S (faglia YaviAbra Pampa) mostrano una rotazione nulla. Circa 20 km ad ovest, lungo la faglia trascorrente sinistra Ambra Moreta sono presenti strutture a fiore e strati sin-tettonici subverticali datati a 14.26±0.19 Ma. Considerando i dati di letteratura circa l’età di inizio della deformazione, proponiamo che a partire dall’Eocene-Oligocene (30-40 Ma) la Cordigliera Orientale abbia subito una rotazione regionale oraria di 40°-50°, sincrona con la propagazione dei fronti compressivi e con il piegamento a grande scala delle Ande Centrali. È possibile che la rotazione oraria sia attualmente attiva come indicano i dati GPS. A partire da ~15 Ma, l’attività delle faglie trascorrenti sinistre a direzione N-S ha indotto delle rotazioni antiorarie lungo la zona di faglia, di fatto annullando localmente la rotazione regionale oraria. Ipotizziamo inoltre che l’attività trascorrente del Miocene medio possa aver accomodato il progressivo allargamento verso sud dell’Altipiano, migrato lateralmente dalle regioni centrali della piega orogenica dove la crosta risulta maggiormente ispessita.

Key words: Altiplano-Puna plateau, Bolivian orocline, Eastern Cordillera, paleomagnetism, strike-slip tectonics.

warm crust. The Altiplano-Puna plateau is located in the Central Andean Cordillera between 15° and 28°S (Figure 1), standing at a mean elevation of ~ 4000 m over a ~60-70 km thick crust (ISACKS, 1988; BECK et al., 1996). The plateau broadens up to ~200 km just in the area where the Cordillera axis is deflected by 55° along the “Bolivian Orocline” or “Arica Deflection” (CAREY, 1955; ISACKS, 1988). The along-strike gradient of crustal shortening is considered as the leading mechanism for the formation of the Bolivian orocline (e.g. ISACKS, 1988; MACFADDEN et al., 1995; RILLER AND ONCKEN, 2003; ROUSSE et al., 2003). The orogenic axis deflection of the Bolivian orocline is accompanied by a “Central Andes rotation pattern” (CARP of 72°W

68°W

64°W

14°S

18°S

XIS LINEA OROC

Neogene 22°S Paleogene Cretaceous

Study area Fig. 2

INTRODUCTION 26°S

High plateaus are the ultimate product of plate convergence. These remarkable structures are characterized by internally drained flat surfaces standing at high elevation over a thick and

SANTA BARBARA SYSTEM

SIERRAS PAMPEANAS

_________________________ 30°S

(*)Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, Via di Vigna Murata 605, 00143 Rome, Italy (**)Dipartimento di Scienze Geologiche, Universita Roma Tre, Largo S.L. Murialdo 1, 00146 Rome, Italy

Fig. 1 - Digital elevation model of the Central Andes, showing the main morphotectonic domains and paleomagnetic directions from selected previous studies (arrows).

122

M. MAFFIONE ET ALII

SOMOZA et al., (1996)), showing a general counterclockwise (CCW) rotation in the northern arc limb (Peru and northern Bolivia), and a clockwise (CW) rotation in the southern limb (southern Bolivia, Chile and northwestern Argentina, Figure 1). While shortening in the Andes is ongoing since the late Cretaceous, the uplift of the plateau probably initiated in the Miocene, during thrusting and consequent crustal thickening, reaching an elevation of up to ~1.5-2.5 km (ISACKS, 1988; HOKE AND GARZIONE, 2008). In a later stage (probably from 10 to 6 Ma), during the thrusting of the Eastern Cordillera over the Brazilian Shield (ISACKS, 1988; GUBBELS et al., 1993), the plateau reached its present-day elevation. Transpression and strike-slip faulting has been documented on both limbs of the orocline. This pattern of deformation is regionally significant, and has been related to different mechanisms, such as: a bending mechanism (i.e. saloon door) (e.g. ISACKS, 1988; MACFADDEN et al., 1995; MÜLLER et al., 2002); slip-partitioning due to the oblique convergence (e.g. RANDALL et al., 1996); compressional related block faulting; lateral ramp accommodating panels of different shortening rate (SOMOZA et al., 1996), or, in a Tibetan like fashion, to the lateral expansion of the plateau (RILLER AND ONCKEN, 2003). Despite the overall structural pattern of the Cordillera being well established in terms of large-scale rotations and tectonics of the salient limbs, the tectonics active during bending and growth of the belt are still poorly documented. This study focuses on the deformation occurring during orocline formation and growth of the plateau. We selected a key site located in the Eastern Cordillera, at the margin with the Puna plateau (22-24°S, Figure 1), where thrusting, strike-slip deformation and rotations are expected to be particularly evident. We paleomagnetically sampled 32 sites from Cretaceous to Mio-Pliocene continental sedimentary rocks. Natural remanent magnetization (NRM) of the sampled rocks has been investigated using thermal treatment, and magnetic mineralogy analyses were also performed. Finally, we also measured the strike and dip of 70 striated small-scale brittle fault planes (and relative kinematic indicators, when present) from late Cretaceous to Miocene sedimentary rocks at 9 localities, mostly coinciding with the paleomagnetic sites. Quartz or calcite steps and SC-structures were the most commonly identified fault kinematic indicators.

RESULTS AND DISCUSSION Magnetic mineralogy analyses point to hematite (of variable grain sizes) as the unique magnetic carrier of all CretaceousPliocene samples gathered from the Eastern Cordillera. Reliable (and likely primary) site mean paleomagnetic directions from 15 sites document that the Eastern Cordillera between 22° and 24°S has undergone 45.9°±9.4°, 30.1°±23.9°, and 15.4°±19.3° CW rotation with respect to South America after late Cretaceous (~80 Ma), Oligo-Miocene (20-30 Ma),

and late Miocene-Pliocene (5-10 Ma), respectively (Table 1). Conversely, directions from 4 Cretaceous sites located adjacent to the Yavi-Abra Pampa fault (group B) fall ca. 40° apart from the remaining 8 Cretaceous sites (group A), showing no significant rotation (Figures 2). Field mapping and structural data indicate that small-scale fault planes trend ~NNE-SSW on average, in agreement with the regional trend of the major structures, and show dual vergence with a predominance of west-dipping planes (Figure 2). Contouring of the slickensides density from all sites reveals two main clustering at about 270° and 330°, consistent with previous results by CLADOUHOS et al. (1994) and COUTAND et al. (2001). The transport direction is only locally dip slip (on NE-SW fault planes, i.e. near site St07 and 11) but predominantly oblique on NS to NNE-SSW planes, yielding an overall left-lateral transpressive regime (Figure 2). Perhaps, the most impressive feature of the area is represented by the tens of kilometre-scale strike-slip features. Their activity is marked not only by important damage zones, duplexes and flower structures, but also by the deposition of thick pack of clastic deposits growing while they were getting sub-vertical. This is clearly attested by progressive unconformities (growth strata), characterizing a formation dated at 14.26±0.19 Ma (CLADOUHOS et al., 1994). According to this, we relate the paleomagnetic direction of sites adjacent to the Yavi-Ambra Pampa fault to a local ~40° CCW rotation occurring adjacent to the fault system, adding to the 40°-50° regional CW rotation. Consistently, the tectonic transport directions evaluated at two stations (St18 and St10) close to the Yavi-Abra Pampa fault are rotated ca. 60° CCW with respect to those observed near Abra Pampa, far from the fault (Figure 2). As CCW rotations in the vicinity of a strikeslip fault are definitely induced by a left-lateral shear (SONDER et al., 1994), we suggest that the Yavi-Abra Pampa faults had a dominant left-lateral displacement that induced along the fault walls a ca. 40° CCW rotation, almost annulling the 40°-50° regional CW rotation observed elsewhere in upper Cretaceous strata. We also performed an oroclinal test (e.g. SCHWARTZ AND VAN DER VOO, 1983) on our paleomagnetic data, to verify whether in the Eastern Cordillera a statistically significant rotational difference exists at sites characterized by different structural attitude (i.e. strike of the bedding). The tectonic implications of the results from the oroclinal test are twofold: first, thrust-fold structures in Cretaceous and Oligo-Miocene rocks from the Eastern Cordillera showing variable orientation (i.e. N-S to NE-SW) underwent an uniform regional CW rotation, with no oroclinal bending mechanism at a local scale; second, a correlation between the paleomagnetic declinations and the local directions of the structures emerges when considered the entire Cretaceous data set (group A + group B). This implies that at sites located adjacent to the Yavi-Abra Pampa fault the CCW rotation (we supposed to be related to the strike-slip shear along this fault) occurred after that the structural grain of the orogen was acquired, i.e. they postdate the onset of deformation and strata tilting in the Eastern Cordillera. This time relationship among tectonic episodes is

BENDING AND GROWTH OF THE CENTRAL ANDEAN PLATEAU: PALEOMAGNETIC AND STRUCTURAL CONSTRAINTS FROM THE EASTERN CORDILLERA (22-24°S, NW ARGENTINA)

 

Laguna Pozuelos

Rinconada



Yavi-Abra Pampa Fault

Sier ra

A St07 (PC)



Abra Moreta St02 (TA)

de C och inoc a



B



St04 (PA)

Abra Moreta Fault

Cangrejos-Tr es Cruces rid ge

St14

B’ Cangrejos

Sierra de SantaVictoria

Abra Pampa 

St11 

Cochinoca

St18 

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St10

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Tres Cruces

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Sierra de Aguilar

St18

Humahuaca 

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



1

2

3

4

5

6

Purmamarca

7

8

b

a

9

10

a

11

b

c

12

Fig. 2 - Structural and geological map of the study area, showing the stereographic projections of the fault plane directions at each measurement site. Black arrows represent site-mean rotations from this study calculated with respect to stable South America. 1, Recent alluvial and colluvial deposits [Quaternary]; 2, Miomarà formation [late Miocene-Pliocene]; 3, Sijes/Chaco formation [middle-late Miocene]; 4, Moreta/Candado formation [Oligocene-Miocene]; 5, basic and acid volcanics [Neogene]; 6, Pirgua formation [Aptian-Maastrichtian]; 7, granitoides [Cretaceous]; 8, Acoite formation [Ordovician] and pre-Cretaceous formations; 9, main exposed (a) and buried (b) thrust faults; 10, site-mean transport direction; 11, structural analysis site; 12, bedding attitude for 0°-35° (a), 35°-70° (b), and ca. 90° (c) dipping strata.

124

M. MAFFIONE ET ALII

confirmed by the evidence that shear directions along reverse faults observed at two stations near the Yavi-Abra Pampa fault (St10 and St18, Figure 2) are rotated ca. 60° CCW with respect to those from other stations located far from major tectonic structures. Relying on our paleomagnetic data and interpretation, regional CW rotations related to the development of the Andean arcuate belt occurred in the Eastern Cordillera from 3040 Ma to Present, as GPS data suggest (ALLMENDINGER et al., 2005). Conversely, the strike-slip tectonics and (associated) CCW rotations we document have only occurred in the past 15 Ma, and are coeval with a relatively recent regional-scale tectonic event. In fact, the strong uplift of the Altiplano-Puna plateau until the remarkable height of ca. 4000 m observed today is thought to have occurred mostly during the Neogene (last 10 Ma) (e.g. HOKE AND GARZIONE, 2008). In contrast to the composite rotational models put forward in the past, we suggest that the development of N-S strike-slip activity (and related local rotations) in the Eastern Cordillera (at the border with the Altiplano-Puna plateau) is related to the uplift of the plateau, and rather independent from the large-scale development of the Andean salient. According to this hypothesis, the onset of the strike-slip activity would be linked to the lateral (southward) growth of the Central Andean plateau. The plateau uplift started in the central part of the Andean salient, where the shortening amount was greater (e.g. KLEY AND MONALDI, 1998; MCQUARRIE et al., 2008). This may have induced a stress (related to body forces) at the plateau margins which could have induced a progressive spreading of the plateau toward its northern and southern edges.

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 125

Fluid assisted shearing at the depth of the Brittle-Ductile Transition: an integrated structural, petrological, fluid inclusions study of the Erbalunga shear zone, Schistes Lustrés Nappe, Alpine Corsica (France). MATTEO MAGGI (*,**), FEDERICO ROSSETTI (**), FRANCESCA TECCE (***) & GIANLUCA VIGNAROLI(**)

ABSTRACT In this work we present structural, petrological and fluid inclusion studies performed in a major retrogressive shear zone (the Erbalunga shear zone), which occurs within the HP/LT domain of the Schistes Lustrés Nappe of eastern Alpine Corsica. This shear zone is part of the post-orogenic network of shear zones that favoured the exhumation of the HP core of Alpine Corsica (Daniel et al., 1996) during Late Oligocene/Early Miocene times (Brunet et al., 2000). The shear zone is characterised by a progressive ductile-to-brittle top-tothe-E shearing, starting at greenschist facies conditions (ca. 600 MPa, 400-450 °C). Evidence for vigorous fluid flow through the shear zone is documented by widespread quartz and quartzcalcite vein segregations, which accompanied the progressive evolution of shearing. Textural characteristics of three main generations of veins record the incremental evolution of the shear zone tracing the continuum transition from ductile- to brittle-dominated deformation environments. Regardless, of the vein generation, fluid inclusions hosted in quartz grains hosted within the three different sets of veins document a low-salinity (200 mm/anno). La sezione crostale comprende colate basaltiche di vario spessore, scarse lave a cuscini, un complesso di dicchi basici e la parte superficiale del Layer 3 gabbrico. Le colate superficiali includono una colata massiva potente ca. 70 m, interpretata come un “lava pond” messo in posto al di fuori dell’asse di espansione della dorsale. L’assetto strutturale del lava pond dedotto dall’integrazione di dati di carotaggio e di log geofisici in foro conferma la peculiarità di questo corpo lavico, che risulta estraneo ai meccanismi noti di accrezione crostale all’asse di dorsale oceanica.

Key words: fracturing, Integrated Ocean Drilling Program, ocean crust, physical properties, superfast ridge, submarine lava flow. A complete intact “in situ” section of upper oceanic crust, from extrusive lavas through the dikes and into the underlying gabbros has been recently drilled for the first time in a 15 Ma old crust that formed at the East Pacific Rise with a full spreading rate of >200 mm/yr. The study area is ODP-IODP Site 1256 (6°44.2N, 91°56.1W, Pacific Ocean) where two holes, Hole 1256C and 1256D, have been drilled into the basaltic basement during ODP Leg 206, IODP Expeditions 309 and 312 (WILSON et al., 2003; TEAGLE et al., 2006). Hole 1256D has been deepened to a depth of ca. 1500 meters below seafloor (mbsf). The upper section of the igneous basement consists of thin (3m). The massive flows include a ponded lava flow, located near the top of both Hole 1256C and 1256D, where it has a thickness of 32m and 74m, respectively. Minor intervals of pillow lavas (20m) and hyaloclastite (a few meters) were recovered in Hole 1256D, which are followed downhole by a 470m-thick section of sheet _________________________ (*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Milano (°) DIPTERIS, Dipartimento per lo Studio del Territorio e delle sue Risorse, Università di Genova Lavoro eseguito nell’ambito del progetto FIRST 2007 con il contributo finanziario dell’Università di Milano

and massive flows with subordinate breccia, a transition zone from massive flows to dikes, a ca. 350m-thick sheeted dike zone, and gabbros (Fig. 1). The lava pond is the object of this research; it has been interpreted as a thick lava flow delivered most probably offaxis and accumulated in a topographic depression (WILSON et al., 2003; CRISPINI et al., 2006; TARTAROTTI et al., 2006). Fine-scale structural analysis was carried out in oriented core pieces from the two holes. Structural data were processed by: i) identifying post-magmatic structures, namely joints, veins, shear veins, microfaults, late magmatic veins, and measuring their true dip angle; ii) counting the number of structures/dm (all planar structures recorded in oriented and not oriented cores). During ODP Leg 206, the true dip angle of 613 planar structures in Hole 1256C and of 1702 planar structures in Hole 1256D were measured (SHIPBOARD SCIENTIFIC PARTY, 2003). Structural results were integrated with data obtained by wireline logging and onboard physical property measurements. The main results are illustrated in the following.

Fig. 1 – Simplified basement stratigraphy at ODP-IODP Site 1256.

The Lava Pond occurring at the top part of the volcanic section is much less fractured than the deeper parts. This observation is related essentially to the spacing of structures that is larger than in the underlying thinner lava flows. It is suggested that dominantly conductive cooling in this upper portion of the crust resulted in less pervasive cracking than that obtained by dominantly convective cooling. Brittle, post-magmatic structures are mainly sub-horizontal in the Lava Pond and become steeper downhole. This result reflects the distance of

220

P. TARTAROTTI ET ALII

Fig. 2 – Downhole distribution of Qualitative Fracture Intensity* in Holes 1256C and 1256D compared with downhole logging measurements performed during ODP Leg 206 and IODP Expeditions 309 and 312 (Ocean Drilling Program, Integrated Ocean Drilling Program and Lamont Doherty Earth Observatory, available on http://iodp.ldeo.columbia.edu/DATA/) in Hole 1256D.

the lava pond from the stress field produced by the intrusion of dikes at depth, inducing mostly subvertical eruptive fractures and fracture network, and/or from the rifting extentional tectonics. The lower extent of fracturing in the lava pond basalt with respect to the deeper crust is reflected in different physical properties values, as obtained by shipboard as well as downhole logging measurements. Electrical resistivity, compressional velocity, and bulk density are higher, whereas natural radioactivity and neutral porosity are lower than in the deeper parts of Hole 1256D (Fig. 2). Within the lava pond, variations in fracture density mostly correspond to anomalies of rock physical properties, as the effect of high concentrations of secondary minerals. The occurrence of a thick massive lava flow at the top of the volcanic section apparently affects the deformation pattern of the entire drilled crust and, consequently, its permeability regime which in turn controls the geometry and distribution of hydrothermal circulation and basalt alteration. Our results fit with the interpretation given by previous works that the lava lpnd is a lava flow emplaced in an off-axis topographic depression.

* Qualitative estimation of the degree of fracturing based only on a visual inspection of cores.

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 221-224, 8ff.

Processi di fagliazione nei grainstones carbonatici porosi: implicazioni per la caratterizzazione dei serbatoi naturali di geofluidi EMANUELE TONDI (*), FABRIZIO AGOSTA (*) & ANTONINO CILONA (*)

ABSTRACT Faulting in porous carbonate grainstones: implications for the characterization of natural reservoirs of geofluids Recently, a new faulting mechanism was documented in porous carbonate grainstones, in which faults form by strain localization into narrow tabular bands characterized by volumetric and shear strain (so called compactive shear bands, TONDI et alii, 2006; TONDI, 2007). In the field, these structures are easily recognizable because they are lightly colored with respect to the parent rock and/or show a positive relief due to their increased resistance to weathering. Both these characteristics are linked to the compaction processes acting within the bands. Starting from single compactive shear bands, which resolve a few mm of displacement, these structures evolve in zone of compactive shear bands and then, eventually, in well developed faults with slip surfaces and fault rocks (breccia and gouge). In this work we present new data concerning their growth mechanisms, in terms of displacement, length and thickness. We also document how the transition from one deformation process to another, which is likely to be controlled by the changes in the material properties, is recorded by different ratios and distributions of the fault dimensional attributes. Field analysis documented different possibility of interaction and linkage between these structures: (i) a simple divergence of compactive shear bands, (ii) extensional and contractional jogs, and (iii) eye structures, already described for deformation bands in sandstones. All these types of interaction and linkage could happen at any deformation stage, single bands, zone of bands or well developed faults. Concerning their dimensional parameters, we observed that length, displacement and thickness of single bands given values (50 cm of length and 6 mm of both displacement and thickness) and did not show any scale relationship among them. Conversely, different mechanism occur within zones of shear bands. The displacement value along a zone of shear bands is maximum near the center of the structure, as it is commonly observed in faults with sharp discontinuities (slip surfaces). This different mechanical behavior is due to, the possibility to have different displacement envelopes within the shear band zones thanks to the number of single bands they include. For this reason, the increased displacement value in these zones is accompanied to an increased number of bands (and of the thickness). Similarly, D-L graphs of well developed faults show the same relation, with the difference that in faults with up to 20-40 cm of displacement, a slip surface (with breccia and gouge) is present and so the number of shear bands remain constant even for large displacements. Concerning the relations among the different dimensional parameters, thickness and displacement depict two populations, well developed faults (with slip surfaces) resolve much displacement with respect the zone of shear bands. In conclusion, single shear band can evolve to zone of shear bands and then to well developed fault or can interact to another single bands forming larger structures. Interaction and linkage can occur at any deformation stage. ___________________________________________________________ (*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Camerino. Lavoro eseguito nell’ambito del progetto Faults & Fractures in Carbonates (F&FC) dell’Università di Camerino.

Typical values for their dimensional parameters are: - Single band is 50 cm long, 0.5 cm thick and resolve 0.5 cm of displacement: the D/T factor is 1.0; - Zone of shear bands is maximum 10 m long, 20 cm thick and resolve 30 cm of displacement: the D/T factor is 1.5; - The displacement and the thickness (related to the number of bands) are maximum in the central part of the zone of bands; - Well developed fault (with slip surfaces and cataclasis) is more efficient: the D/T factor is 3.5.

Key words: compaction, compactive shear bands, porosity, pressure solution seams. Parole chiave: compactive shear bands, compattazione, dissoluzione per pressione, porosità. INTRODUZIONE Le rocce carbonatiche, differentemente da altri tipi di rocce serbatoio (i.e. rocce silicoclastiche, plutoniche, etc.), sono rappresentate da una notevole varietà di litotipi, sulla base della natura e dell’organizzazione/forma degli elementi costituenti (grani, pori, cementi, minerali, etc.), e caratterizzate da diversi valori di porosità e permeabilità, anche in relazione alla loro evoluzione diagenetica. Inoltre, la capacità delle rocce carbonatiche nel contenimento e nella migrazione dei geofluidi è fortemente influenzata dallo stato di “fratturazione”. Allo scopo di meglio comprendere e quantificare quest’ultimo aspetto, negli ultimi anni numerose ricerche sono state indirizzate alla comprensione dei processi di enucleazione e sviluppo di faglie e fratture nei diversi litotipi carbonatici, alla quantificazione delle loro proprietà spaziali e dimensionali e alla caratterizzazione fisico-chimica della roccia deformata (ANTONELLINI et alii, 2007 e referenze citate). Se nelle rocce carbonatiche poco porose le discontinuità vanno a costituire dei networks che, a secondo della loro natura, connettività e grado di evoluzione, rappresentano dei siti preferenziali per la localizzazione e la migrazione dei fluidi (AGOSTA & AYDIN, 2006 e referenze citate), in quelle porose, tali discontinuità rappresentano generalmente delle barriere che inibiscono la migrazione dei fluidi (TONDI et alii, 2006, TONDI, 2007). Tale differenza è strettamente correlata ai processi deformativi che agiscono in quest’ultima tipologia di carbonati, caratterizzati da un’elevata porosità (superiore al 15%); condizione necessaria per lo sviluppo di particolari strutture tettoniche solo recentemente descritte: le shear bands. Queste strutture di taglio si formano grazie ad un particolare processo

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deformativo che contempla la rotazione e compattazione dei grani costituenti il protolite. Stadi più evoluti della deformazione prevedono l’instaurarsi all’interno di tali strutture di processi di dissoluzione per pressione che portano alla formazione di una vera e propria superficie di discontinuità, la quale favorisce poi il movimento e la relativa formazione della roccia di faglia. In questo lavoro, oltre ad una breve revisione dei processi di enucleazione e sviluppo delle faglie nei grainstones carbonatici porosi, vengono presentati nuovi dati riferiti alle proprietà spaziali e dimensionali delle shear bands e una discussione sul loro significato in relazione ai diversi meccanismi deformativi agenti durante la crescita e lo sviluppo di queste strutture di taglio. La definizione di appropriate leggi matematiche, in grado di descrivere le caratteristiche spaziali e dimensionali delle strutture tettoniche, risulta di fondamentale importanza per la costruzione di modelli strutturali quali quelli DFN (Discrete Fractures Network). Spesso utilizzati dall’industria petrolifera per la modellizzazione dei fluidi all’interno dei serbatoi naturali fratturati; i modelli DFN, infatti, utilizzano software in grado di produrre la distribuzione delle fratture mediante metodi statistici/frattali.

come stadi successivi della deformazione che, unitamente a diversi processi di interazione e collegamento tra le strutture (Fig. 3), determinano la crescita e lo sviluppo delle faglie nei grainstones carbonatici porosi.

Fig. 1 – Compactive shear bands affioranti a Favignana (Isole Egadi, Sicilia). Compactive shear bands cropping out in Favignana (Egadi Islands, Sicily).

ENUCLEAZIONE E CRESCITA DELLE FAGLIE Recentemente, TONDI et alii (2006) e TONDI (2007) hanno descritto una nuova tipologia di strutture nei grainstones carbonatici porosi, le quali sono caratterizzate da deformazione volumetrica e di taglio, e quindi chiamate compactive shear bands. Queste strutture che si presentano sottili e tabulari sono facilmente riconoscibili in campagna in quanto, di colore più chiaro rispetto alla roccia circostante, sono generalmente caratterizzate da un rilievo positivo dovuto alla loro maggiore resistenza all’erosione (Fig. 1). Ambedue queste caratteristiche sono legate a processi di compattazione e cementazione che avvengono al loro interno. In fig. 2 viene mostrato il modello di enucleazione e sviluppo di queste strutture di taglio e la variazione, in percentuale, della porosità, dei grani e della matrice nelle zone costituenti le compactive shear bands rispetto all’host rock. Tale modello evolutivo prevede una prima fase di compattazione che risolve una piccola entità di movimento di taglio, ed un successivo sviluppo di processi di dissoluzione per pressione all’interno della zona compattata (Zona 2), che portano alla formazione di una zona di debolezza costituita da materiale residuale (Zona 1) favorendo un sempre maggiore movimento di taglio. Il materiale disciolto nella Zona 2 precipita all’interno dei pori dell’host rock, adiacente alla banda di deformazione, portando alla formazione della Zona 3 e quindi ad un ispessimento della banda stessa. I rilievi di campagna, inoltre, hanno permesso di osservare in questa tipologia di rocce carbonatiche sia singole compactive shear bands, che risolvono pochi mm di rigetto e mostrano uno spessore anch’esso millimetrico, sia zone di compative shear bands, costituite da più bande sub-parallele l’una all’altra, che faglie ben sviluppate, in cui sono riconoscibili nette superfici di taglio associate a roccia di faglia (generalmente breccia e gauge). Queste tre tipologie di strutture sono state interpretate

a)

Zona 3 Zona 2

b)

Zona 1

Porosità (%) Host rock Zona 3 Zona 2 Zona 1

Grani (%)

Matrice (%)

Fig. 2 – a) Modello di evoluzione delle compactive shear bands; b) variazione percentuale di porosità, grani e matrice nelle diverse zone costituenti le compactive shear bands, rispetto all’host rock. a) Evolutionary model of compactive shear bands; b) porosity, grain and matrix percentage variation in the compactive shear bands, with respect the host rock.

PROCESSI DI FAGLIAZIONE NEI GRAINSTONES CARBONATICI POROSI

Fig. 3 – Diverse tipologie di interazione e collegamento tra le compactive shear bands: 1) semplici divergenze; 2) e 3) jogs estensionali e contrazionali; 4) struttura a “occhio”. In figura è rappresentata una compactive shear band trascorrente destra: le strutture coniugate sono costituite da compactive shear bands trascorrenti sinistre mentre le brevi strutture localizzate alle terminazioni delle precedenti e/o localizzate nei jogs rappresentano bande di compattazione e/o stiloliti.

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Fig. 4 – Grafico spessore (S) - rigetto (R) di singole compactive shear bands. Thickness (S) - displacement (R) graph of single compactive shear bands.

a)

Different possibility of interaction and linkage between compactive shear bands: 1) a simple divergence; 2) and 3) extensional and contractional jogs; 4) eye structure.

PROPRIETA’ DIMENSIONALI DELLE FAGLIE Un analisi sistematica eseguita in campagna, su affioramenti ben esposti, ha permesso di misurare i diversi elementi dimensionali quali la lunghezza, il rigetto e lo spessore delle singole compactive shear bands, delle zone di compactive shear bands e delle faglie ben sviluppate. Le singole compactive shear bands sono caratterizzate da ben determinati valori dimensionali e, come è possibile osservare dal grafico di fig. 4, questi non mostrano chiare relazioni di scala. Di lunghezza dell’ordine dei 50 cm, il rigetto e lo spessore hanno valori predominanti compresi tra 0, 4 cm e 0,6 cm. Le zone di compactive shear bands presentano, al contrario, lunghezze variabili, e su alcune di esse è stato inoltre possibile misurare la variazione del rigetto lungo la struttura stessa. Come è possibile notare in fig. 5, il rigetto ha il valore massimo nella zona centrale, come accade per le faglie con superfici di taglio ben evidenti (Fig. 6), con la differenza che per le zone di compactive shear bands la possibilità di aumentare il rigetto è strettamente legata al numero di bande che vanno a costituire la zona stessa. Di conseguenza, oltre ad un aumento del rigetto, nella zona centrale si osserva anche un maggior numero di bande e quindi un maggiore spessore. Nelle strutture più evolute, l’aumento del rigetto è associato ad un numero maggiore di bande e quindi ad un aumento considerevole di spessore solo nelle zone prossime alle terminazioni della struttura. Nella parte centrale, dove le superfici di taglio associate a roccia di faglia sono ben sviluppate, questo non è più evidente e l’aumento del rigetto viene pertanto risolto esclusivamente dallo scorrimento lungo le superfici di taglio stesse. La maggiore efficienza nel risolvere il rigetto di queste ultime rispetto alla zone di compactive shear bands è mostrato dal grafico di fig. 7. In funzione dei diversi meccanismi di deformazione agenti, i rapporti di scala tra rigetto e spessore risultano piuttosto diversi tra le due popolazioni di strutture.

b)

Fig. 5 – a) Zona di compactive shear bands. Per la legenda vedi didascalia di Fig. 3. b) Grafico lunghezza (L) rigetto (R) riferito alla zona di compactive shear bands mostrata in a). a) Zone of compactive shear bands. b) Length (L) displacement (R) graph of the zone of compactive shear bands shown in a).

Fig. 6 – Grafico lunghezza (L) rigetto (R) di una faglia con superfici di taglio ben sviluppate. Length (L) displacement (R) graph of a well developed faults.

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E. TONDI ET ALII

Jogs e steps

Zone di bande

Faglie

Fig. 7 – Grafico rigetto (R) spessore (S) riferito sia a zone di compactive shear bands che a faglie con superfici di taglio ben sviluppate. I dati cerchiati si riferiscono a zone di jogs e steps in cui i valori di spessore risultano sovrastimati. Displacement (R) thickness (S) graph of zone of compactive shear bands and well developed faults. Circled data refereed to jogs and steps zones where thickness values are not consistent.

CONCLUSIONI Nei grainstones carbonatici porosi, la struttura di taglio più semplice è rappresentata dalla singola compactive shear band che evolve a zone di compative shear bands e successivamente a faglia evoluta con la formazione di una discontinuità di taglio ben evidente associata a roccia di faglia. Ad ogni fase di crescita, le diverse strutture possono interagire tra loro con fenomeni di collegamento in corrispondenza di jogs estensionali e/o contrazionali (Fig. 8). Per quanto riguarda i valori di lunghezza, rigetto e spessore, le singole compactive shear bands sono caratterizzate da ben determinati valori dimensionali: lunghezza 50 cm, rigetto e spessore 0,5 cm, con un rapporto tra rigetto e spessore pari a 1. Le zone di compactive shear bands hanno lunghezza massima di 10 m a cui corrisponde un rigetto di 30 cm e uno spessore di 20 cm. Il rapporto rigetto spessore è pari a 1,5. Sia il rigetto che lo spessore sono massimi nella zona centrale della struttura. Le faglie ben sviluppate con evidenti superfici di taglio e associata roccia di faglia risultano più efficienti delle precedenti strutture, con un rapporto tra rigetto e spessore pari a 3,5. In conclusione, una dettagliata analisi di campagna ci ha permesso di definire appropriate leggi matematiche in grado di descrivere le caratteristiche spaziali e dimensionali delle faglie nei grainstones carbonatici porosi, anche in relazione ai diversi meccanismi deformativi agenti durante la loro crescita e sviluppo.

Fig. 8 – Modello di crescita delle faglie nei grainstones carbonatici porosi. La struttura di taglio più semplice è rappresentata dalla singola compactive shear band che evolve a zone di compative shear bands e successivamente a faglia evoluta, con la formazione di una discontinuità di taglio ben evidente associata a roccia di faglia. Ad ogni fase di crescita, le diverse strutture possono interagire tra loro con fenomeni di collegamento in corrispondenza di jogs estensionali e/o contrazionali. Growth model of faults in porous carbonate grainstones. The fundamental shear structure is represented by the compactive shear bands that evolves in zone of compactive shear bands and subsequently the formation of a well defined slip surface in well developed faults. At any growth stage they can interact and link to each other.

BIBLIOGRAFIA AGOSTA F. & AYDIN A. (2006) - Architecture and deformation mechanism of a basin-bounding normal fault in Mesozoic platform carbonates, Central Italy. Journal of Structural Geology, 28, 1445-1467. ANTONELLINI M., TONDI E., AGOSTA F., AYDIN A. & CELLO G. (2008) - Failure modes in deep-water carbonates and their impact for fault development: Majella Mountain, Central Apennines, Italy. Marine and Petroleum Geology, DOI:10.1016/j.marpetgeo.2007. 10.008. TONDI E., ANTONELLINI M., AYDIN A., MARCHEGIANI L. & CELLO G. (2006) – The role of deformation bands and pressure solution seams in fault development in carbonate grainstones of the Majella Mountain, Italy. Journal of Structural Geology, 28, 376-391. TONDI E. (2007) – Nucleation, development and petrophysical properties of faults in carbonate grainstones: Evidence from the San Vito Lo Capo peninsula (Sicily, Italy). Journal of Structural Geology, 29, 614-628.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 225-226, 2 ff.

Physical properties of Triassic Evaporites from boreholes and outcrops. FABIO TRIPPETTA(*), CRISTIANO COLLETTINI(*), SERGIO VINCIGUERRA(**), PHILIP G. MEREDITH(°)

RIASSUNTO Proprietà fisiche delle Evaporiti Triassiche da pozzi profondi e da affioramento Nell’Appennino Umbro Marchigiano i terremoti di maggiore intensità si enucleano all’interno delle Evaporiti Triassiche , ET. Conoscere le proprietà fisiche di queste rocce è di fondamentale importanza per poter interpretare correttamente i dati geofisici. In questo lavoro vengono mostrati i risultati ricavati dalle analisi di campioni di ET provenienti sia di pozzi profondi che da affioramenti toscani. Le ET si presentano come una sequenza sedimentaria di circa 1.5 - 2 km composta da alternanze di solfati e carbonati che hanno subito intensi processi disgenetici e tettonici. Data la loro complessa storia, attualmente è possibile osservare ET in affioramento come alternanze di gesso e dolomia con rara anidrite mentre in profondità sono caratterizzate da alternanze di anidrite e dolomia. Sono state condotte misure di densità, porosità, velocità radiale e assiale fino a 100 MPa di pressione di confinamento su campioni rappresentativi di questa formazione. Sono state riscontrate densità maggiori nei campioni di pozzo (~2.79 g/cm3 per le dolomie e ~2.95 g/cm3 per le anidriti) rispetto a quelle di affioramento (~2.6 g/cm3 per le dolomie, ~2.8 g/cm3 per le anidriti e ~2.3 g/cm3 per il gesso), basse porosità, 5.5 earthquakes. We distinguish two main categories of Seismogenic Sources (BASILI et alii, 2008): - “Individual Seismogenic Sources” are obtained from geological and geophysical data and are characterized by a full set of geometric (strike, dip, length, width and depth), kinematic (rake) and seismological parameters (average displacement, magnitude, slip rate, recurrence interval). Individual Seismogenic Sources are assumed to exhibit “characteristic” behavior with respect to rupture length/width and expected magnitude. They are tested against worldwide databases for internal consistence in terms of length, width, average displacement and magnitude, and can be complemented with information on fault scarps when present. This category of sources favors accuracy of the information supplied over completeness. As such, they can be used for deterministic assessment of seismic hazard, for calculating the probability of occurrences of strong earthquakes for the sources themselves (AKINCI et alii, 2008), for calculating earthquake and tsunami scenarios (LORITO et alii, 2008; TIBERTI et alii, 2008), and for tectonic and geodynamic investigations (e.g. BURRATO & VALENSISE, 2008). - “Composite Seismogenic Sources” (also termed “Seismogenic Areas”) are obtained from geological and geophysical data and characterized by geometric (strike, dip, width, depth) and kinematic (rake) parameters, but their length is more loosely defined and spans an unspecified number of Individual Sources. They are not assumed to be capable of a specific earthquake but their potential can be derived from existing earthquake catalogues. A Composite Source is essentially identified on the basis of regional surface and subsurface geological data. This category of sources favors completeness of the record of potential earthquake sources over accuracy of source description. In conjunction with seismicity and modern strain data, Composite Sources can thus be used for regional probabilistic seismic hazard assessment and for investigating large-scale geodynamic processes (e.g. BARBA et alii, 2008; MELETTI et alii, 2008).

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P. VANNOLI ET ALII

Seismogenic sources are complemented by: - Comments on critical issues, and summaries of published papers; - Sets of original figures, pictures, maps and sections taken from the literature or drawn by the compiler of the source; - A list of pertinent references.

BARBA S., CARAFA M.M.C. & BOSCHI E. (2008) - Experimental evidence for mantle drag in the Mediterranean. Geophys. Res. Lett., 35, L06302, doi:10.1029/2008GL033281. BASILI R., VALENSISE G., VANNOLI P., BURRATO P., FRACASSI U., MARIANO S., TIBERTI M.M. & BOSCHI E. (2008) - The Database of Individual Seismogenic Sources (DISS), version 3: summarizing 20 years of research on Italy's earthquake geology. Tectonophysics, 453, 20–43, doi:10.1016/j.tecto.2007.04.014. BURRATO P., POLI M.E., VANNOLI P., ZANFERRARI A., BASILI R. & GALADINI F. (2008) - Sources of Mw 5+ earthquakes in northeastern Italy and western Slovenia: An updated view based on geological and seismological evidence. Tectonophysics, 453, 157-176, doi: 10.1016/j.tecto. 2007.07.009. BURRATO P. & VALENSISE G. (2008) - Rise and fall of a hypothesized seismic gap: source complexity in the 16 December 1857, Southern Italy earthquake (Mw 7.0). Bull. Seism. Soc. Am., 98 (1), 139-148, doi: 10.1785/0120070094.

Fig. 2 – Overview of the seismogenic sources of northeastern Italy and western Slovenia included in DISS 3.0.4. The Individual Seismogenic Sources are represented with yellow rectangles, Composite Seismogenic Sources with red ribbons.

DISS supplies a synoptic view of seismogenesis in northeastern Italy and western Slovenia (Fig. 2; BURRATO et alii, 2008). In the Veneto-Friuli area destructive earthquakes are generated by thrust faulting along N-NWdipping structures of the Eastern Southalpine Chain (ESC). Thrusting along the mountain front responds to about 2 mm/y of regional convergence, and it is associated with growing anticlines, tilted and uplifted Quaternary palaeolandsurfaces and forced drainage anomalies. In western Slovenia, dextral strike-slip faulting along the NW-SE trending structures of the Idrija fault system dominates the seismic release. Activity and style of faulting are defined by recent earthquakes (e.g. the Ms 5.7, 1998 Bovec-Krn Mt. and the Mw 5.2, 2004 Kobarid earthquakes), whereas the related recent morphotectonic imprint is still a debated matter. DISS supplies a segmentation model for the outermost ESC thrust front, and the association of the four major shocks of the 1976 Friuli earthquake sequence with individual segments of major thrust fronts. In western Slovenia DISS contains several Composite Sources that follow the main strike-slip faults (i.e. Rasa, Idrija, and Ravne faults), and two Individual Sources associated with the 1511 and 1998 earthquakes. This paper cannot substitute a complete in-depth visit of the DISS web site (http://diss.rm.ingv.it/diss). REFERENCES AKINCI A., PERKINS D., LOMBARDI A. M. & BASILI R. (2008) Uncertainties in probability of occurrence of strong earthquakes for fault sources in the Apennines, Italy. Journal of Seismology. doi: 10.1007/s10950-008-9142-y.

DISS WORKING GROUP (2007) - Database of Individual Seismogenic Sources (version 3.0.4): A compilation of potential sources for earthquakes larger than M 5.5 in Italy and surrounding areas. Available at: http://diss.rm.ingv.it/diss. LORITO S., TIBERTI M.M., BASILI R., PIATANESI A. & VALENSISE G. (2008) - Earthquake-generated tsunamis in the Mediterranean Sea: scenarios of potential threats to Southern Italy. Journal of Geophysical Research, 113, B01301, doi:10.1029/2007JB004943. MELETTI C., GALADINI F., VALENSISE G., STUCCHI M., BASILI R., BARBA S., VANNUCCI G. & BOSCHI E. (2008) - A seismic source zone model for the seismic hazard assessment of the Italian territory, Tectonophysics, 450 (1-4), 85-108, doi:10.1016/j.tecto.2008.01.003. TIBERTI M.M., LORITO S., BASILI R., KASTELIC V., PIATANESI A. & VALENSISE G. (2008) - Scenarios of earthquakegenerated tsunamis in the Adriatic Sea. P. Cummins, L. Kong and K. Satake (Eds): Topical Issue on Tsunamis. Pure and Applied Geophysics, doi: 10.1007/s00024-008-0417-6.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 229-231, 1 f.

P-T conditions of mylonitic shearing in the Granite Harbour Intrusive complex of the Wilson Terrane, Deep Freeze Range, northern Victoria Land, Antarctica GIANLUCA VIGNAROLI (*), FEDERICO ROSSETTI (*), THOMAS THEYE (**) & FABRIZIO BALSAMO (*)

RIASSUNTO Condizioni P-T della deformazione milonitica nel complesso “Granite Harbour Intrusive” del Wilson Terrane, Deep Freeze Range, Terra Vittoria settentrionale, Antartide. Il “Granite Harbour Intrusive” (GHI) rappresenta un complesso di rocce intrusive di età Cambro-Ordoviciana associato alle sequenze metamorfiche (di medio e alto grado) che caratterizzano il sistema orogenico di Ross nel Deep Freeze Range (Wilson Terrane). Il complesso GHI risulta essere interessato da una serie di zone di taglio milonitiche ad andamento NW-SE. Uno studio tessiturale-petrologico di dettaglio ha permesso (i) di individuare le paragenesi mineralogiche correlate alle zone di taglio, e (ii) di stimare le condizioni di pressione e temperatura di formazione del fabric milonitico nella facies anfibolitica. Questi risultati, integrati con precedenti lavori di geocronologia, suggeriscono di attribuire lo sviluppo delle zone milonitiche alle fasi finali del ciclo orogenico di Ross descritte altrove per il Wilson Terrane.

Key words: Granite Harbour Intrusive, metamorphic petrology, pseudosection, textural analysis, Wilson Terrane. An integrated structural and petrological study has been addressed to examine a set of ductile shear zones cutting through the Cambrian-Ordovician Granite Harbour Intrusive (GHI) rocks of the Wilson Terrane exposed in the Deep Freeze Range (northern Victoria Land, Antarctica). The Wilson Terrane constitutes (together with the Bowers and the Robertson Bay terranes; GANOVEX TEAM, 1987 and references therein), part of the Neoproterozoic to Early Paleozoic in age Ross-Delamerian Orogeny in northern Victoria Land (Fig. 1a,b) (e.g. KLEINSCHMIDT & TESSENSOHN, 1987; FLÖTTMAN, 1993). There is increasing consensus in considering the terrane model of north Victoria Land as a fossil arc-trench system linked to a westward-directed subduction system at the paleo-Pacific active margin of Gondwana (e.g. RICCI et alii, 1997; FEDERICO et alii, 2006). In the Deep Freeze Range, the Ross–Delamerian orogenic cycle is typified by regional amphibolite grade metamorphism _________________________ (*) Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli Studi “Roma Tre”, Lg. S.L. Murialdo, 1 - 00146 Roma (**) Institut für Mineralogie der Universität, Azenbergstr. 18 - 70174, Stuttgart, Germany This work was supported by the Italian Antarctic Research Program (PNRA project coordinated by S. Rocchi).

and the emplacement of the GHI complex (e.g. CARMIGNANI et alii, 1988; TALARICO et alii, 2004). In the metamorphic sequences, variably retrogressed granulitic facies rocks and associated migmatites have been described (e.g. CASTELLI et alii, 1991; 1994; PALMERI et alii, 1991; 1994; TALARICO & CASTELLI, 1995; PALMERI, 1997; TALARICO et alii, 2004). The GHI complex dominantly consists of a huge exposure of foliated and non-foliated intrusions, sandwiched in-between the high- and the medium-grade metamorphic rocks. Emplacement of the GHI is considered to be syn-to-post-tectonic with respect to development of the Ross aged structures (CARMIGNANI et alii, 1988; PALMERI et alii, 1991; MUSUMECI & PERTUSATI, 2000). The age of emplacement event spans from ca. 530 to 480 Ma (ARMIENTI et alii, 1990; TONARINI & ROCCHI, 1994; DI VINCENZO & ROCCHI, 1999; BOMPAROLA et alii, 2006). The lower age boundary is commonly considered as indicative of the cessation of tectonic assembly in the Deep Freeze Range, although reactivation of some shear zones at 410-440 Ma has been recently documented (DI VINCENZO et alii, 2007). During the 2005-2006 field campaign, a set of ductile shear zones cutting the GHI complex of the Deep Freeze Range area has been recognised. They are arranged to form subparallel, NW-SE trending belts of high shear strain. The gradual change from host granitic rocks to shear zone is invariably associated to intensely foliated (solid-state) rocks and marked by intense grain size reduction, with the progressive transition from protomylonites to ultramylonites. Solid-state shear fabric systematically overprints the magmatic foliation and is commonly associated with NE-SW trending stretching lineations provided by the alignment of quartz, biotite and plagioclase + sillimanite + phengite composite associations. The kinematics indicators invariably indicate top-to-the-NE sense of shear (Fig. 1c). At the micro-scale, two distinctive textural domains can be recognised: (i) an early, pre-kinematic assemblage, which we refer to a magmatic fabric, and (ii) a transpositive mylonitic fabric, syn-kinematic with respect to the main deformational fabric. Porphyroclasts of K-feldspar, Ca-rich plagioclase and garnet constitute the previous magmatic assemblage. Magmatic garnet has dimensions up to one centimetre, shows a general rounded shape and is almandine rich with nearly flat chemical profiles (core-to-rim: Alm83-82Grs3-2Prp10-12Sps4-4). K-feldspar and Ca-rich plagioclase appear with irregular shapes and

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G. VIGNAROLI ET ALII

wrapped by the external mylonitic foliation. Myrmekite structures commonly occur at the boundary of feldspars. All porphyroclasts are wrapped by the mylonitic fabric characterised by biotite, phengite, albite and sillimanite within a matrix of recrystallised ribbon quartz aggregates. Euhedral garnet crystals up to 1 millimetre in diameter form porphyroblasts within the shear zone assemblage. This garnet type is also almandine-rich, showing a bell-shaped Mn profile moving from core to rim (from 10-12 mol % to 12-19 mol %), in conjunction with a slight depletion in the pyrope (from 5-7 mol % to 3-5 mol %) and almandine (from 80-82 to 75-82 mol

cooling from anhydrous peak conditions (P>8.4 kbar and T>720° C) towards the activation of the fluid-assisted ductile shearing at amphibolite facies conditions (ca. 4 kbar and 620° C). We attribute the documented syn-amphibolitic shearing deformation in the GHI complex to the waning stages of the Ross orogenic cycle in the region. These structures correlate with the ones described along the Pacific coast of north Victoria Land by LÄUFER & ROSSETTI (2003) and argue for processes active during the final tectonic assembly of the metamorphic and igneous rocks of the Wilson Terrane. REFERENCES ARMIENTI P., GHEZZO C., INNOCENTI F., MANETTI P., ROCCHI S., TONARINI S. (1990) - Isotope geochemistry of granitoids suites from Granite Harbor Intrusives of the Wilson Terrane, northern Victoria Land, Antartica. Eur. J. Mineral., 2, 103-123. R.G. (1991) Thermobarometry using BERMAN multiequilibrium calculations: a new technique with petrologic applications. Can. Mineral., 29, 833-855. BERMAN R.G. & ARANOVICH L.Y. (1996) - Optimized standard state and solution properties of minerals I. Model calibration for olivine, orthopyroxene, cordierite, garnet, and ilmenite in the system FeO-MgO-CaO-Al2O3-TiO2SiO2. Contr. Mineral. Petrol., 126, 1-24. BOMPAROLA R.M., BELOUSOVA E., GHEZZO C., GRIFFIN W.L., O’REILLY Y.O. (2006) - Resetting of the U–Pb zircon system in Cambro-Ordovician intrusives of the Deep Freeze Range, northern Victoria Land, Antarctica. J. Petrol., 48, 327-364.

Fig. 1 – (a) The Ross Orogen in Antarctica; (b) sketch map showing the different terranes in northern Victoria Land; (c) structural sketch map of the Deep Freeze Range area (after Musumeci & Pertusati, 2000, modified and redrawn) illustrating localisation of the studied ductile shear zones in GHI and the associated sense of shear (black arrows; hanging wall movement).

%) components. Accessory minerals consist of zircon, monazite, allanite, xenotime and rutile. Monazite and xenotime are typically aligned along the mylonitic foliation. Metamorphic conditions of shearing have been estimated by comparing inverse (thermobarometric estimates) and forward (P-T pseudosections) modeling techniques. Thermobarometric estimates integrate conventional thermo-barometry and results from thermodynamic softwares: THERMOCALC 3.26 of HOLLAND and POWELL (1998), in the form of the July 2006 update, and TWEEQ 2.34 of BERMAN (1991), in the updated version of the BERMAN & ARANOVICH (1996) thermodynamic database. Phase relationships were modeled in the MnNCKFMASHT system by using the PERPLE_X program (CONNOLLY, 1990). The integration of results allow depicting a retrogressive metamorphic evolution during a nearly isobaric

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SHEAR ZONES IN THE GHI, WILSON TERRANE

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F. R. and F. B. wish to thank all the colleagues that shared the field activity during the 2005-2006 expedition, for their friendly support and useful advice in the field. Advice and support by F. Storti is also acknowledged. F. B. and G. V. acknowledge a PNRA fellowship. We gratefully acknowledge all the personnel of the Mario Zucchelli base and the expedition leader A. Della Rovere for the logistical support during the field activity.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 232-234, 4 ff.

Ruolo dello strain hardening nell’evoluzione delle zone di taglio: da deformazione omogenea ad eterogenea STEFANO VITALE (*) & STEFANO MAZZOLI (*)

ABSTRACT Role of strain hardening in shear zone evolution: homogeneous to heterogeneous deformation In this paper a mathematical model is presented describing the evolution of a homogeneous shear zone to a heterogeneous one as a result of strain hardening affecting its margins. The model is characterized by (2N-1) layers, each of them being homogeneously deformed in a different manner due to strain hardening described by an exponential law. Different parameters – such as elongation along the axes of the reference frame or shear strain hardening rate – are varied, producing different finite effective shear strain profiles across the shear zone. This model can effectively describe an exhuming asymmetric shear zone in the footwall to an extensional detachment.

a questa caratteristica, HULL (1988) e MEANS (1995) hanno suddiviso queste strutture in tre gruppi (Fig. 1): le zone di taglio di tipo I e II sono caratterizzate, rispettivamente, da spessori che aumentano o diminuiscono nel tempo e profili dello shear strain appiattiti (tipo I) e appuntiti (tipo II), mentre le zone di taglio di tipo III mantengono spessore costante durante il loro sviluppo e mostrano profili dello shear strain

Key words: shear strain, shear zones, tectonic exhumation. INTRODUZIONE Le zone di taglio duttili sono strutture molto comuni all’interno della litosfera e sono luogo di accumulo e concentrazione della deformazione. Le prime schematizzazioni matematiche di queste strutture hanno fornito modelli che descrivono zone di taglio caratterizzate da deformazioni omogenee come taglio semplice, con o senza variazioni di volume (RAMSAY & GRAHAM, 1970), o dall’azione simultanea di taglio semplice, taglio puro e variazione di volume (FOSSEN & TIKOFF, 1993). Tuttavia, la maggior parte delle zone di taglio duttili naturali è caratterizzata da deformazione eterogenea che può essere definita dall’andamento sigmoidale della foliazione o dalla variazione lungo la zona di taglio di alcuni parametri deformativi come lo shear strain o lo strain finito (VITALE et alii, 2007; VITALE & MAZZOLI, 2009). Alcuni Autori hanno messo in relazione l’eterogeneità della deformazione con la diversa evoluzione temporale della stessa all’interno della zona di taglio. Tale variazione temporale si esprime attraverso il cambiamento dello spessore durante lo sviluppo della zona di taglio e la variazione, ad esempio, dello shear strain (MEANS, 1995; VITALE & MAZZOLI, 2008). In base _________________________ (*)Università di Napoli “Federico II”, Dipartimento di Scienze della Terra, Largo San Marcellino 10, 80138, Napoli

Fig. 1 – classificazione delle zone di taglio in base alla variazione dello spessore nel tempo.

uniformi. MEANS (1995) ipotizza, inoltre, che a guidare l’evoluzione dei tipi I e II siano, rispettivamente, i processi di strain hardening e softening. VITALE & MAZZOLI (2008), riprendendo quest’ultima ipotesi, hanno modellizzato matematicamente l’evoluzione delle zone di taglio di tipo I e II. Il modello del tipo I è caratterizzato da un singolo livello deformato omogeneamente sottoposto a strain hardening che nel corso del tempo include nuovi livelli lungo i margini, aumentando lo spessore della zona di taglio, mentre il modello del tipo II è descritto da una zona di taglio omogenea che, sottoposta a strain softening nella parte centrale, esclude i margini preesistenti, diminuendo lo spessore della zona di taglio. In questa modellizzazione, diversamente da MEANS (1995), la presenza di una componente di taglio puro o di variazione di volume può far diminuire o aumentare lo spessore indipendentemente dall’inclusione di nuova roccia (tipo I) o esclusione dei vecchi margini (tipo II). Scopo di questo lavoro è applicare la stessa metodologia di modellizzazione alle zone di taglio di tipo III, ovvero analizzare l’evoluzione di una zona di taglio da omogenea ad eterogenea attraverso l’hardening dei suoi margini e studiare come i parametri deformativi principali variano attraverso la zona di taglio.

RUOLO DELLO STRAIN HARDENING NELL’EVOLUZIONE DELLE ZONE DI TAGLIO

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della zona di taglio e l’intensità dello shear strain hardening variando il parametro α. La figura 3 mostra alcuni esempi di profili dello shear strain effettivo finito lungo la zona di taglio nei casi di: (i) assenza di taglio puro e variazione di volume nei casi di elevato (α=-1, Fig. 3a) e basso (α=-0.1, Fig. 3b) strain hardening e (ii) in presenza di una componente di taglio puro con elongazione incrementale lungo l’asse x pari a 1.1 (allungamento) nei casi di elevato (α=-1, Fig. 3c) e basso (α=-0.1, Fig. 3d) strain hardening.

Fig. 2 –schema che illustra la modellizzazione di una zona di taglio eterogenea di tipo III controllata da shear strain hardening.

MODELLIZZAZIONE Consideriamo una zona di taglio caratterizzata da deformazione omogenea che nel tempo diminuisce la sua intensità lungo i margini (strain hardening). Al tempo n = 1 (Fig. 2) la zona di taglio omogenea è formata da (2N-1) livelli, ognuno deformato in maniera omogenea; negli stadi successivi (n = 2, 3, … , N) i livelli posti ai margini sono interessati da strain hardening, mentre quelli posti nella parte centrale continuano a deformarsi con la stessa intensità. Il livello jesimo sarà dunque caratterizzato da una deformazione finale omogenea espressa dalla matrice A*(j,n) che sarà il risultato del prodotto delle matrici della deformazione incrementale (Fig. 2):

Fig. 3 – esempi di profili dello shear strain effettivo finito.

DISCUSSIONE E CONCLUSIONI

con

;

dove k1, k2 e k3 sono le elongazioni lungo gli assi x, y e z del sistema di riferimento solidale alla zona di taglio (asse x parallelo alla direzione di taglio e z ortogonale ai piani di taglio), γ è lo shear strain, Γhard è lo shear strain effettivo, ∆ è la variazione di volume e j è un indice che indica il livello deformato e varia tra 1 e n. La condizione per avere shear strain hardening è che lo shear strain diminuisca nel tempo ovvero γ(i+1) < γ(i). Le matrici che esprimono una deformazione incrementale descrivono un general strain risultante dall’azione simultanea di taglio semplice, taglio puro e variazione di volume (FOSSEN & TIKOFF, 1993). Al fine di simulare lo shear strain hardening, è stata usata una funzione esponenziale negativa:

con α