Note brevi ed i Riassunti del convegno - Sezione di Georisorse e ...

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)

6 AGOSTA ET ALII
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.
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
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.
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.
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
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. 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
7

8 AGOSTA ET ALII
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.
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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
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(2006) - Evolution of fluid pathways through fracture
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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
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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

10 AGOSTA ET ALII
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
11
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.

12 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)
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: calamita@unich.it
AGOSTINI S.(*) & CALAMITA F. (*)
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-

14 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
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.
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
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

16 S.AGOSTINI & F.CALAMITA
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
sovrascorrimento e retroscorrimento attraverso le faglie normali
pre-sovrascorrimento con sviluppo di anticlinali di short-cut.
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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: aque@unisi.it
RICCARDO AQUÈ (*) & ENRICO TAVARNELLI (*)
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

18 R. AQUÉ & E. TAVARNELLI
(2Dmove, Gocad), we modelled a portion of the Umbria-
Marche 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 Cretaceous-
Paleogene 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

was used to test the geometrical consistency of the cross-
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-
RECONSTRUCTION OF PRE-THRUSTING BASIN ARCHITECTURE
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.
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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
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.
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
ANDREA ARGNANI (*) & SERGIO ROGLEDI (**)
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-
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

22 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 NNE-
SSW 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 Pisa-
Viareggio 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
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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

LITHOLOGICAL AND MECHANICAL CONTROL ON THE BASE OF THE CRUSTAL SEISMOGENIC ZONE
penetrate the underlying basement;
- the six mainshocks nucleated at 6 km of depth within the
Triassic Evaporites (Burano Fm.), made of interbedded
anhydrites and dolostones.
Models based on heat flow measurements define the base of
the frictional-viscous transition at about 20 km depth (PAUSELLI
& FEDERICO, 2002), in agreement with the cut-off of the
background seismicity (DE LUCA et al., 2008).
This suggests that the Triassic Evaporites played a key role
in controlling the relatively shallow depth displayed by the
major earthquakes.
FIELD STUDIES AND LABORATORY TESTS
In order to characterise the deformation processes occurring
within the source region of the major earthquakes of the area
we have combined field studies on exhumed evaporites-bearing
faults with permeability experiments on anhydrites samples
collected from deep boreholes.
The Triassic Evaporites are made of interbeds of dolomites
and anhydrites (gypsum at the surface). Foliated Ca-sulphate
rocks form an anastomosing network surrounding the fractured
dolostones . The most competent lithology (i.e. the dolostones)
is affected by a well developed boudinage. In a closer view a
“Gneissic” transposed fabric is made of interbedded dolostones
and Ca-sulphate.
We analysed the internal structure of a well exposed
evaporites bearing fault, cropping out in Roccastrada, Tuscany
(DE PAOLA et al., 2008). This is a mature normal fault
(inferred displacement >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 m 2 . 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 m 2 and 10 -18 m 2 , respectively
(COLLETTINI et al., 2008; DE PAOLA et al., 2009).
FINAL REMARKS
25
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 m 2 ), 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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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: cbarnaba@inogs.it

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
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:cmonaco@unict.it
GIOVANNI BARRECA (*) & CARMELO MONACO (*)
The structural analysis was focused on the Upper Triassic-
Middle 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 Jurassic-
Cretaceous 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
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 NNW-
SSE 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
29
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

30 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 (Scillato-
Petralia 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 Lower-
Middle 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.

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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 32-35, 2ff.
Strutture a macro e mesoscala delle Dinaridi triestine (carta GEO-
CGT del FVG).
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.
BENSI SARA (*), FANUCCI FRANCESCO (*) & PODDA FULVIO (*)
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:

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;
STRUTTURE A MACRO E MESOSCALA NELLE DINARIDI TRIESTINE
33
- 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.

34 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.
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STRUTTURE A MACRO E MESOSCALA NELLE DINARIDI TRIESTINE
35

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

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
LA FAGLIA SISMOGENETICA PROFONDA NELLO STRETTO DI MESSINA
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).
37
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.

38 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
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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: brogiandrea@unisi.it
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: brogiandrea@unisi.it
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/m 2 .
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: brogiandrea@unisi.it

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 42-43
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
_________________________
Timing of contractional deformations in the Umbria
Preapennines: an overview.
(*)Geosis Lab- Dip. Sc. della Terra, Università G.
d'Annunzio Chieti f.brozzetti@dst.unich.it
ARTA - Abruzzo, Chieti
BROZZETTI FRANCESCO (*) & LUCINA LUCHETTI (**)
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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43
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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
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. bucci14@unisi.it
(**) Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli studi della
Basilicata, Campus di Macchia Romana – 85100, Potenza, Italy
(***) IMAA-CNR, 85050, Tito Scalo (Potenza), Italy
INTRODUCTION
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).

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 Campania-
Lucania 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
THE HISTORY OF A POST-OROGENIC TROUGH
45
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
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

46 F. BUCCI ET ALII
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.
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 Pliocene-
Pleistocene 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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THE HISTORY OF A POST-OROGENIC TROUGH
47

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.
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
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
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
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
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
49
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.

50 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 (*) ,
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
VITTORIO SCISCIANI(*) & ENRICO TAVARNELLI(°)
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 Neogene-
Quaternary 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: calamita@unich.it
(°)Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Siena, via
Laterina n°5, 56100 Siena, Italy.

52 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 (Cretaceous-
Pliocene).

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 Central-
Southern 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.
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
53
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 Pliocene-
Quaternary salient thrusts development (Sibillini Mts-Olevano-
Atrodoco, 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.

54 F. CALAMITA ET ALII
axial zone of the Central Apennines, reactivated the NW-
SE/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.
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 (rcaputo@unife.it)
(°) 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.
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
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 2.0-
2.5 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

56 R. CAPUTO ET ALII
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 Tortoniano-
Messiniano 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.
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. 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
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 km 2 . 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/cm 3 , 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

58 R. CAPUTO ET ALII
Fig. 5 – Modello 3D dell'area epicentrale del terremoto di San Giuliano
ricostruito mediante software GoCad.
sottraendo la componente regionale all’anomalia di Bouguer.
DISCUSSIONE
In una fase successiva del lavoro, tutte le informazioni
geologico-strutturali, sia di superficie che profonde, sono state
integrate con i risultati della campagna gravimetrica e insieme
utilizzati per realizzare un modello digitale geologicostrutturale
e geofisico di dettaglio centrato sul paese di S.
Giuliano di Puglia (Figura 5). Il volume considerato copre un
area di 2 km di lato e si estende fino alla profondità di circa
1500 m rispetto alla superficie. Il modello è stato realizzato
usando il software GoCad® e si compone di un file vettoriale
(modificabile), dove sono definite tutte le interfacce e le loro
intersezioni, e di un file raster che definisce il volume in
termini di proprietà fisiche (velocità P ed S, densità e
attenuazione) su un grigliato con passo di 10 m.
Il modello è stato costruito sulla base dell’interpretazione
geologico-strutturale precedentemente descritta e del modello
altimetrico digitale del terreno, integrati con i risultati del
rilievo gravimetrico. Inoltre, sono stati presi in considerazione
anche i risultati di altre indagini effettuate nell'ambito del
progetto DPC, come il rilievo sismico a rifrazione e
dell’inversione tomografica (NIETO E BOEHM, 2006) e le
indagini geotecniche (SILVESTRI et al., 2006). Grazie al
software GoCad® è possibile osservare in tre dimensioni le
complesse geometrie delle unità stratigrafiche e delle diverse
strutture tettoniche. Con lo stesso software è inoltre possibile
costruire profili geologici lungo qualsiasi direzione e ciò ha
permesso di controllare, modificare localmente e così
migliorare l’interpretazione geologica del sottosuolo.
Nella definizione del modello 3D si sono considerate le
diverse unità litologiche principali che era possibile vincolare
adeguatamente in profondità, e cioè la Formazione di Vallone
Ferrato, la Formazione Faeto ed il melanges. I dati delle
interfacce, definite in profondità e in superficie, sono stati
inseriti nel modello vettoriale digitale, insieme al modello
altimetrico, come superfici geo-referenziate, e definiscono le
principali fratture e gli orizzonti delle quattro unità strutturali.
Questi elementi costituiscono il modello vettoriale geologicostrutturale.
Il modello fisico è invece definito su una griglia regolare di
passo 10 m, calcolato dalla partizione litologica definita nel
modello vettoriale. Ad ogni nodo della griglia è assegnata una
label che definisce la litologia cui appartiene ed i valori delle
proprietà fisiche. Questo è il modello che è stato
successivamente utilizzato per le simulazioni numeriche (sia
come volume 3D sia come sezioni 2D).
Il presente lavoro ha permesso di evidenziare come l’analisi
integrata di un rilievo geologico-strutturale di dettaglio e della
gravimetria, una metodologia geofisica di costo limitato e non
invasiva, possa fornire una migliore definizione e
comprensione della geologia del sottosuolo permettendo di
ricostruire le geometrie dei corpi in 3D.
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wavespeeds and density in the Earths crust. Bull. Seism.
Soc. Am., 95 (6), 2081-2092.
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del Molise. Scala 1:100.000 e Note illustrative. Litografia
GEDA, Nichelino (TO).
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scuotimento in aree di interesse prioritario e/o strategico.
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Rilievo gravimetrico di dettaglio nell’area di San Giuliano
di Puglia (Cb) – REL. 2006/92- CRS 24.
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Italiana, Roma, 93-129.
SILVESTRI F., D’ONOFRIO A., GUERRICCHIO A., LANZO G.,.
PAGLIAROLI A, PUGLIA R., SANTUCCI DE MAGISTRIS F., SICA
S., EVA C., FERRETTI G. & DI CAPUA G. (2006) - Modelli
geotecnici 1D e/o 2D per i comuni di San Giuliano di
Puglia, Bonefro, Ripabottoni, Colletorto e Santa Croce di
Magliano. Progetto S3 – Scenari di scuotimento in aree di
interesse prioritario e/o strategico. Task 3 – Molise,
Deliverable D8.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 59-61, 3 ff.
Morfologia ed evoluzione strutturale di un corpo diapirico nel
settore iraniano del Golfo Persico
LUCA CHIARIOTTI (*), CESARE R. PEROTTI (*), MARCO RINALDI (*),GIUSEPPE BERTOZZI (**) & STEFANO CARRUBA (**)
ABSTRACT
Morphology and structural evolution of a diapiric body in the Iranian
area of the Persian Gulf.
The Persian Gulf basin is characterized by a large number of diapiric
bodies induced by the rise of the Late Proterozoic evaporitic Hormuz
Formation. The study of a diapiric structure through seismic interpretation,
well data and three-dimensional reconstructions reveals that the salt uplift
probably started during the Early Palaeozoic and basically was a continuous
process until Recent, also if with periods of different rate of deformation. The
rates of this long-lasting and progressive deformation of the diapiric structure
can be eximated in 4-5 m/Ma during the Mesozioc, and about 6 m/Ma during
the Palaeogene. A possible connections with the geodynamic events that
affected the NE margin of the Arabian Plate can be inferred.
Key words: Persian Gulf, salt tectonics.
INTRODUZIONE
Il Golfo Persico costituisce il settore nord-orientale della
Placca Araba ed è caratterizzato dalla presenza nel sottosuolo
di numerosi diapiri salini, costituiti dalla formazione
evaporitica di Hormuz di età precambriana, situata alla base
della potente successione sedimentaria che caratterizza la
regione e che ha un’età compresa tra il Cambriano ed il
Quaternario (ALA, 1974; EDGELL, 1996).
Durante tutto il Paleozoico la sedimentazione avviene in un
ambiente intracratonico (SHARLAND et alii, 2001) ed è
caratterizzata da depositi prevalentemente clastici continentali
o di mare poco profondo. Dal Permiano superiore fino
all’Oligocene, in un contesto geodinamico essenzialmente di
margine passivo, si assiste alla deposizione di una successione
più francamente marina, con lo sviluppo di potenti successioni
carbonatiche intercalate a sedimenti argillosi o marnosi e a
ridotti livelli evaporitici. Dopo l’Oligocene il Golfo Persico
assume il carattere di avampaese e successivamente di
avanfossa rispetto alla catena degli Zagros, che ha una
_________________________
(*)Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Pavia, via
Ferrata 1, 27100 Pavia, ITALY.
(**)Edison S.p.A., Foro Bonaparte 31, 20121 Milano, ITALY.
Stefano Carruba: tel 02/62227925; fax 02/62227041,
stefano.carruba@edison.it
direzione NW-SE, una vergenza verso SW e che si estende
immediatamente a NE dell’area.
La risalita del sale sembra sia iniziata non molto tempo
dopo la sua deposizione, provocando numerosi ed estesi
fenomeni di diapirismo i cui meccanismi di innesco, le modalità
(diapirismo attivo e/o passivo) e le fasi evolutive non sono
ancora del tutto chiarite (GANSSER, 1992; JACKSON &
VENDEVILLE, 1994; EDGELL, 1996; CARRUBA ET et alii, 2007).
Lo studio dei meccanismi di risalita e della cinematica dei
diapiri salini riveste un crescente interesse negli ultimi anni in
considerazione del fatto che numerosi reservoir petroliferi si
trovano in corrispondenza di trappole connesse alla risalita
diapirica.
L’EVOLUZIONE GEOLOGICA DEL DIAPIRO
L’analisi di dati geofisici relativi ad una importante struttura
diapirica localizzata nell’offshore iraniano, a nord-ovest
dell’Arco del Qatar (Fig. 1), integrati con calibrazioni di pozzo
su una serie di marker stratigrafici (limiti formazionali o
discordanze regionali), ha reso possibile la caratterizzazione
del diapirismo salino di questo settore del Golfo Persico.
L’evoluzione strutturale e temporale del diapiro è stata
ricostruita attraverso l’interpretazione e la retro-deformazione
(attraverso un procedimento di flattening dei diversi riflettori)
di un grid di linee sismiche a riflessione acquisite nell’area di
indagine, effettuando l’analisi delle strutture tettoniche e
sedimentarie presenti nella successione deposizionale sui
fianchi del diapiro. L’interpretazione ha evidenziato geometrie
di onlap, troncature erosive, variazioni di spessore laterale,
presenza di minibacini sedimentari e di sinclinali di rim (Fig.
2). La ricostruzione geometrica della superficie di alcuni
marker sismici ha permesso la creazione di modelli digitali
tridimensionali delle superfici stesse, ottenendo una dettagliata
immagine della geometria della struttura e della successione
stratigrafica dell’area di studio (Fig. 3). Per caratterizzare le
fasi di crescita nei diversi periodi di tempo definiti dai marker
sismici, sono stati calcolati i valori relativi alle isopache,
espresse in millisecondi, degli intervalli stratigrafici
interpretati, valutando il tasso di risalita (in m per Ma) del
diapiro salino. La possibile storia evolutiva del diapiro può
essere sintetizzata come segue.
Durante il Paleozoico la presenza di numerosi minibacini
sedimentari e di superfici di onlap, che subiscono

60 L. CHIARIOTTI ET ALII
Fig. 1 – Mappa schematica dell’area di studio. In grigio scuro sono evidenziate le più importanti strutture diapiriche presenti nell’offshore e nell’onshore
iraniano e nel cerchio è indicata l’ubicazione della struttura studiata.
rispettivamente una progressiva rotazione e verticalizzazione
con l’aumento della profondità, indicano una fase di crescita
continua del corpo salino.
Durante il Mesozoico si osserva un progressivo aumento di
spessore della successione ai lati del diapiro e l’assenza di
chiare superfici di onlap. Ciò potrebbe essere spiegato
ipotizzando un processo di lenta aggradazione, lungo i fianchi
subsidenti della struttura diapirica, della piattaforma
Fig. 2 – Interpretazione di una sezione retro-deformata al Miocene inferiore. L’ispessimento della successione ai fianchi del diapiro indica una crescita
sinsedimentaria del corpo diapirico tra l’infra-Miocene e l’Oligocene Unconformity (onlap), mentre le sottostanti troncature erosive (truncation) indicano una
fase di crescita postdeposizionale durante il Paleogene. Nel Paleozoico il progressivo aumento d’inclinazione dei riflettori e dei minibacini con la profondità
indica una crescita continua del diapiro.

MORFOLOGIA ED EVOLUZIONE STRUTTURALE DI UN CORPO DIAPIRICO NEL SETTORE IRANIANO DEL GOLFO PERSICO
Fig. 3 – Ricostruzione 3D di alcune superfici stratigrafiche relative alla successione compresa tra il Top del Permiano e l’Oligocene Unconformity.
L’inclinazione dei fianchi del diapiro ed il dislivello tra la zona di cresta e il depocentro delle sinclinali di rim aumentano progressivamente con la profondità
evidenziando una continua attività diaprica nell’intervallo di tempo considerato (esagerazione verticale: 10x).
carbonatica che si sviluppa in questo periodo. E’ stata inoltre
individuata un’importante troncatura erosiva di significato
regionale di età cretacica superiore (Turonian Unconformity).
Questo intervallo temporale è caratterizzato da un tasso di
crescita pressoché costante con valori all’incirca compresi tra 4
e 5 m/Ma e da un progressivo spostamento verso sud-ovest
della sommità del diapiro.
Il Paleogene è caratterizzato da una crescita diapirica più
rapida, con un tasso di circa 6 m/Ma, evidenziata anche da una
marcata troncatura erosiva databile all’incirca alla transizione
tra Paleogene- Neogene (Oligocene Unconformity). Durante
questo periodo continua la migrazione verso sud-ovest della
sommità del diapiro, associata ad un aumento della sua
ampiezza complessiva.
Il Neogene inizia con una notevole crescita del corpo
diapirico seguita da una periodo contraddistinto da probabile
inattività e successivamente da una lieve crescita. Le strutture
attive in questo intervallo sono contemporanee all’avanzamento
verso sud-ovest dell’avanfossa degli Zagros.
Il diapirismo salino in questo settore del Golfo Persico può
quindi essere considerato come un processo continuo, anche se
caratterizzato da fasi con differenti tassi di crescita, che ha
avuto inizio già a partire probabilmente dal Paleozoico
inferiore. Restano ancora da chiarire pienamente le cause che
hanno indotto il fenomeno ed il ruolo esercitato dagli eventi
geodinamici che hanno interessato il margine nord-orientale
della Placca Araba.
BIBLIOGRAFIA
ALA M.A. (1974) - Salt Diapirism in Southern Iran. Am. Ass. of
Petr. Geol. Bull., 58 (9), 1758-1770.
CARRUBA S., BERTOZZI G., PEROTTI C. R. & RINALDI M. (2007)
- Alcuni aspetti del diapirismo salino nel Golfo Persico.
Rend. Soc. Geol. It., 4, Nuova Serie, 188-190.
EDGELL H.S. (1996) - Salt tectonism in the Persian Gulf Basin.
In Alsop G.I., Blundell D.J. & Davison I. (eds), Salt
tectonism, Geol. Soc. Spec. Publ., 100, 129-151.
GANSSER A. (1992) - The enigma of the Persian salt dome
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(2001) - Arabian plate sequence stratigraphy. GeoArabia
Special Pubblication 2, Gulf Petrolink, Bahrain.
61

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 62
How active is the East Antarctic craton?
ABSTRACT
P. CIANFARRA* & F. SALVINI*
According to plate tectonic theory East Antarctica is a
stable craton almost entirely surrounded by passive margins
and suffered only minor tectonci at the margins since the
fragmentation from the Gondwanaland in Permian times.
The discovery of the Antarctic subglacial lakes and their
uneven spatial distribution, with the highest concentration in
the Dome C area, raised the question of the origins of the
depressions hosting the largest lakes that are characterised by
elongated, rectilinear morphologies often associated to gravity
lows. The 90° lakes, the Vostok Lake, the Aurora and
Concordia Trenches with the associated homonymous lakes, the
Adventure Trench and the Astrolobe Basin, all depict a belt of
subglacial troughs with possible tectonic origin running from
the Eastern flanks of the Gamburtsev Mountains to the western
slope of the Wilkes Basin.
To explore the possible tectonic origin of these depressions
a numerical modelling by HCA technique was performed to
_________________________
(*) Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli Studi Roma Tre
Largo S. Leonardo Murialdo 1, 00146 ROMA
Lavoro eseguito nell’ambito del progetto SALE (Subglacial Antarctic Lake
Exploration) con il contributo finanziario del PNRA
simulate the present-day morphologies, derived from radio
echo-sounding data, as the result of the activity of crustal,
extensional faults. The comparison and tuning of the models
with the bedrock morphology allowed to constrain the
extensional tectonic style responsible for the formation of
studied depressions.
Since the onset of the East Antactic Ice Sheet (34 Ma) the
tectonic activity represents the major modelling agent of the
subglacial landscape, due to the generally dry ice cap-bedrock
contact preventing any significant erosional or sedimentary
episode by glacial dynamics.
The above consideration and the results from the numerical
modelling allowed to speculate on the existence of an
extensional belt within the East Antarctic craton that in turn
may relate to an intraplate strike-slip deformation belt of
Cenozoic age.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 63-64
ABSTRACT
Increasing amounts of geological and geophysical data
suggest that some crustal faults are weak when compared
to standard friction coefficient values determined for
faults in the laboratory, 0.6

64 C. COLLETTINI
comportamento velocity strengthening che diviene
sempre più accentuato all’aumentare della velocità di
scivolamento.
Gli esperimenti su campioni in polvere costituiti per il
60-70% da clasti di calcite, calcite-tremolite, e tremolite,
hanno coefficienti di attrito tra 0.5 e 0.7 e sono
caratterizzati da processi cataclastici associati ad una
diminuzione della granulometria ed ad una localizzazione
della deformazione su piani R1, Y, B. Queste rocce sono
caratterizzate da un comportamento velocity
strengthening che passa a velocity weakening
all’aumentare della velocità di scivolamento.
Il nostro dataset suggerisce che faglie mature possono
essere deboli se il nucleo è ricco in fillosilicati, p. es.
talco, o se questo è caratterizzato da orizzonti foliati
interconnessi costituiti da minerali estremamente fini, p.
es. tremolite < 2 mm, associati a fillosilicati. Il
comportamento velocity strengthening di queste rocce di
faglia facilita un creep asismico.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 65
Gelatins for laboratory models: rheological - physical properties and
new perspectives.
FABIO CORBI (*), FRANCESCA FUNICIELLO (*), ERIKA DI GIUSEPPE (*), CLAUDIO FACCENNA (*) & GIORGIO
RANALLI (°)
A laboratory model is a simplified scaled representation of
nature. According to ‘similarity criteria’ (HUBBERT, 1937),
both the rheological and physical parameters involved in the
modeling have to be close to natural conditions (WEIJERMARS
& SCHMELING, 1986). In the crust/lithosphere system,
rheological layering is a consequence of both compositional
layering and the variations of temperature with depth. It is
therefore important to search for model materials which scale
properly and reproduce in the laboratory the whole spectrum of
rheological behavior, from brittle to viscoelastic to viscous.
The rheological and physical properties of a wide range of
gelatins, in both gel- and sol-state, are systematically
investigated as functions of temperature, composition,
concentration, ageing and applied strain rate. Several types of
rheometric tests (amplitude sweep, frequency sweep,
temperature sweep) and flow tests are used to obtain storage
and loss moduli, strength properties, viscoelastic range, and
fluid viscosity. Other physical properites (density and thermal
parameters) are also measured and compiled. The rheological
variability of gelatins appears promising for their potential use
as analog materials to model crustal and lithospheric
deformation. As an example, the rheological and physical
properties of pig skin gelatin 2.5%wt at 10°C are analyzed, and
found to satisfy the scaling requirements for experimental
models of crustal deformation. This material, in fact, properly
scales elastic (G* of about 10 3 Pa), viscous (n=5.0, E=450 KJ
mol -1 ) and frictional properties (c of about 300 Pa) of the
natural prototype for an experimental strain rate of 10 -2 s -1 .
First encouraging results demonstrate the possibility to use
gelatins for simulate earthquake-like dynamics. The stick-slip
behavior can be locally visualized and quantified using the
photoelastic technique.
_________________________
(*) Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli Studi ROMA
TRE, L.go S. Leonardo Murialdo, 1- 00146 Roma, Italy.
(°) Department of Earth Sciences and Ottawa-Carleton Geoscience
Centre, Carleton University, K1S 5B6, Ottawa, Canada.
Fabio Corbi: fcorbi@uniroma3.it
REFERENCES
HUBBERT, M. K. (1937) - Theory of scale models as applied to
the study of geologic structures. Bulletin of the Geological
Society of America; 48, 1459-1520.
WEIJERMARS, R. & SCHMELING, H. (1986) - Scaling of
newtonian and non newtonian fluid dynamics without
inertia for quantitative modelling of rock flow due to
gravity (including the concept of rheological similarity).
Physics of the Earth and Planetary Interiors; 43, 316-330.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 66-67, 2ff.
First finding of syntectonic gold mineralization in northern Victoria
Land (Antarctica): a clue for the Paleo-Pacific margin of Gondwana
ABSTRACT
Primo ritrovamento di mineralizzazioni sintettoniche a oro in northern
Victoria Land (Antartide): una traccia per il margine Paleo-Pacifico di
Gondwana
Questo lavoro si riferisce al primo ritrovamento di mineralizzazione a oro
nella catena delle Montagne Transantartiche, in Antartide; riguarda lo studio
petrografico e strutturale dell'affioramento e discute le possibili implicazioni
nella ricostruzione del margine paleopacifico di Gondwana. La
mineralizzazione si trova nei metabasalti Glasgow del Bowers Terrane. E'
associata a un sistema di vene sintettoniche, a quarzo e carbonati legato a
faglie trascorrenti a scala regionale. La zona di faglia che ospita la
mineralizzazione è caratterizzata, oltre che da un pervasivo sistema di vene, da
un'intensa alterazione idrotermale della roccia ospite. L'oro è presente in
moschinature di oro nativo di dimensioni pluri-millimetriche, all'interno di
vene a quarzo, associato ad argento e arsenopirite. Datazioni 39 Ar- 40 Ar su
sericite, hanno fornito età di 318,0 ± 4,6 and 310,5 ± 6,2 Ma per l'evento di
mineralizzazione. Mineralizzazioni a oro di età paragonabile sono presenti nel
Thomson Fold Belt e nell'Hodgkinson - Broken River Fold Belt, eastern
Australia.
Key words: Antarctica, gold, tectonics
LAURA CRISPINI (*), LAURA FEDERICO (*), GIOVANNI CAPPONI & FRANCO TALARICO (**)
Here we describe the first occurrence of gold mineralization
ever signalled in northern Victoria Land (Antarctica).
Northern Victoria Land geology is classically described by
means of the accretion of three terranes during the Ross
Orogeny: the inboard Wilson (WT), the intermediate Bowers
(BT) and the outboard Robertson Bay Terrane (RBT). The
terrane arrangement is increasingly interpreted as a fossil arctrench
system resulting from a westward-directed subduction at
the paleo-Pacific margin of Gondwana during the Early
Paleozoic Ross Orogeny (FEDERICO et alii, 2006 and in press)
and therefore the three terranes should represent the continental
magmatic arc, the forearc/back-arc and the trench sedimentary
sequence, respectively.
Northern Victoria Land was part of the Pacific margin of
Gondwana (e.g. GOLDFARB et alii, 2001) during the Paleozoic.
_________________________
(*) Dip.Te.Ris - Università di Genova
Corso Europa 26, 16132 Genova, Italy
(**) Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Siena
V. Laterina 8, 53100 Siena, Italy
corresponding author: L. Crispini - crispini@dipteris.unige.it
Fig. 1 - The distribution of major Paleozoic gold provinces on the 356-Ma
global reconstruction of Scotese, 1997 (from Goldfarb et al., 2001).
Fig. 2 - Geological sketch of the main outcrop with the gold bearing veins.
FOV is 450 m wide.
Though Paleozoic gold mineralizations occur all along this
margin (Fig. 1), for instance in eastern Australia, the South
Island of New Zealand and southern South America, no
occurrence of gold mineralization was signalled until now in
northern Victoria Land.

FIRST FINDING OF SYNTECTONIC GOLD MINERALIZATION IN NORTHERN VICTORIA LAND
The quartz-carbonate mineralized veins (Fig. 2) occur
inside the Bowers terrane, close to the contact with the
Robertson Bay terrane. The veins are hosted by greenschist to
low-greenschist metabasalts (Glasgow volcanics) with
interlayers of metasandstones of Middle Cambrian age (Molar
Formation). Regional structural setting is characterized by NW-
SE-trending folds, with subvertical axial plane, and by NW-SE
and N-S fault systems (Fig. 2). Quartz-carbonate veins occur in
a brittle-ductile high strain zone superimposed on the earlier
regional metamorphic foliation and folds. The high strain zone
is characterized by foliated fault rocks with S-C structures,
widespread veining, and hydrothermal alteration of the host
rocks. The mineralized veins are extensional and shear veins,
often with ribbon/banded appearance and texture typical of
crack and seal processes (RAMSAY, 1980). The vein network is
surrounded by an alteration halo approximately up to 500 m
wide, which ranges from a chlorite zone, to a sericite-carbonate
zone and a sericite-pyrite zone approaching the core of the vein
system.
Preliminary chlorite thermometry (CATHELINEAU & NIEVA,
1985), provides temperature estimates ranging from 270 to 280
°C in the chlorite-altered metabasalts and from 290 to 310°C in
the more altered samples.
Gold occurs as coarse-grained (up to some millimeters)
native gold, associated with silver, arsenopyrite and an
ironarsenic compound.
From a tectonic point of view, the vein network is
associated and coeval with a transpressional fault system
(FEDERICO et alii, this volume). NW-SE and N-S faults of this
system locally cut Admiralty Intrusives and are associated to
hypabyssal intrusions that closely recall the Gallipoli
Volcanics.
39 Ar- 40 Ar dating on sericites provided Carboniferous ages
for the mineralization event, with two well-defined plateaus at
318,0 ± 4,6 Ma and 310,5 ± 6,2 Ma. Though considerably
younger, the hydrothermal circulation and the mineralization
can be tentatively correlated with the Admiralty / Gallipoli
magmatic pulse and maybe with the still elusive and enigmatic
Borchgrevink Orogeny (GRINDLEY & WARREN, 1964; CAPPONI
et alii, 2002).
Gold deposits of similar ages have not been reported in
either the Delamerian or the Lachlan Fold Belt of south-eastern
Australia, which northern Victoria land is usually correlated
with. Conversely, gold deposits of Carboniferous age occur
primarily in the Thomson fold belt, and in the Hodgkinson–
Broken River fold belt, far to the northeast (GOLDFARB et alii,
2001). As a consequence, the relevance of gold occurrence for
correlations at the scale of the paleo-Pacific margin of
Gondwana needs to be carefully evaluated.
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 68-69, 1 f.
Structural setting of the Gandino – Sovere thrust system and new
dating of Tertiary magmatic bodies (Orobic Alps, Italy)
PAOLO D’ADDA (*), ANDREA ZANCHI (*), FABRIZIO BERRA (**), MARCO MALUSÀ (*), MARIA BERGOMI (*) &
ANNALISA TUNESI (*)
RIASSUNTO
Assetto strutturale della zona a thrust di Gandino-Sovere e nuove
datazioni di corpi magmatici Terziari (Alpi Orobie, Italia)
Il settore delle Orobie posto a Sud della Faglia di Clusone è caratterizzato
dalla presenza di tre unità strutturali sovrapposte, messesi in posto in differenti
fasi dell’orogenesi Alpina. Nella zona compresa tra Gandino e Sovere (Bg), tali
unità sono dislocate da faglie normali e sono intruse da numerosi corpi
magmatici filoniani e subvulcanici (Stock di Gandino). In particolare, è stata
osservata la presenza di un sistema di faglie normali che taglia in modo
evidente l’unità strutturalmente più alta. I corpi magmatici sono successivi alle
principali fasi di sovrascorrimento ed indicano quindi un’importante evento
estensionale che interessa l’intera area analizzata. Su questi corpi si stanno
realizzando nuove datazioni radiometriche con metodi diversi (U/Pb su zircone
e analisi di tracce di fissione su apatite).
In the eastern sector of the Orobic Alps the NE-SW trending
Clusone Fault forms the southern boundary of the Presolana
antiformal stack and it represents the back-thrusting horizon of
the Upper Triassic units over the Lower-Middle Triassic ones
(ZANCHI et alii, 1990a). South of this faults the sedimentary
cover has been considered, for long time, poorly affected by
severe shorterning, although more recent stratigraphic and
tectonic studies (JADOUL et alii, 1991; BERRA et alii, 1991)
demonstrated that different thrust surfaces and strike-slip faults
occur between Endine and Iseo Lakes. West of Val Borlezza
several andesitic dikes and small stocks are present. They
consists of amphibole leucogabbro and andesites (DE MICHELE
et alii, 1983; BECCALUVA et alii, 1983) mainly with plagioclase
and hornblende phenocrystals. Near Gandino a little quartzdiorite
stock also outcrops. Aim of our work is the
reconstruction of the chronological evolution of this sector of
the Orobic Alps. Field activity allowed us to reconstruct the
geometrical and structural setting of the area between Gandino
and Sovere and we are currently trying to achieve new
radiometric ages of the above described magmatic bodies.
In the study area three main tectonic units can be recognized
(BERRA et alii, 1991). The M. Cornetto - Corna Lunga Unit is
_________________________
(*) Dipartimento di Scienze Geologiche e Geotecnologie, Università degli
Studi di Milano-Bicocca, Piazza della Scienza, 4 – 20126 Milano, Italy.
(**) Dipartimento di Scienze della Terra “A. Desio”, Università degli Studi
di Milano, via Mangiagalli, 34 – 20133 Milano, Italy.
Paolo D’Adda: Tel. 02/64482063; p.dadda2@campus.unimib.it
the structurally higher thrust sheet and it entirely consists of the
Upper Carnian Castro Fm. The underlying Gandino – Val
Supine – Scanapà Unit is composed of Upper Carnian to
Norian formations, laying on the Parautoctono s.s. which is the
lowermost structural unit of the area. The intermiddled unit is
partially detached from the Permian to Lower-Middle Triassic
successions of Val Camonica (BERRA et alii, 1991) along the
gypsum layers of the San Giovanni Bianco Formation.
The contact aureola of the Gandino Stock affects both the M.
Cornetto - Corna Lunga Unit and the Gandino – Val Supine –
Scanapà Unit indicating that they were already embricated at
the time of the intrusion. During our field analysis we have
identified the presence of normal and dextral transtensional
faults which cut the M. Cornetto - Corna Lunga Thrust sheet,
forming an E-W elongated graben. The most important
example of these normal faults is represented by the Val Piana
– Dosso del Falò Fault (Fig. 1). These structures had never
been described before and they represent the evidence for
regional extensional phenomena which were previously
recognised through the study of mesoscopic fault populations
(ZANCHI et alii, 1990b).
Fig. 1 – Normal faults cutting the M. Cornetto – Corna Lunga Thrust .
All the magmatic bodies exposed in the study area are
interested by strong hydrothermal alteration, with partial
substitution of hornblende by chlorite and widespread
plagioclase alteration. Field analyses revealed that dikes follow
the main normal and strike-slip faults and are not affected, in
the study area, by compressional structures. This suggests that
they were emplaced after thrust stacking of the main described
units, and, possibly, during the activation of normal and strikeslip
faults. For this reason it is very important to better
constrain the age of these subvolcanic bodies since this would

allow to reconstruct the chronology of the deformational events
that affected the Orobic Alps during the Alpine tectonics. K/Ar
and Ar/Ar obtained by previous authors on hornblende and
whole rock provide ages ranging between 55 My (ZANCHI et
alii, 1990) and 35 My (FANTONI et alii, 1999). The large time
interval shown by these age determinations poses some
questions on the reliability of the results especially due to the
strong hydrothermal alteration of most of the analyzed
mineralogical phases. For this reason we are trying to obtain
new ages based on different and more reliable minerals (U/Pb
zircon dating and apatite fission tracks analysis).
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69

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 70-72, 3ff.
Morphotectonics of the Lunigiana-Garfagnana Plio-Quaternary
grabens (Northern Apennines).
DI NACCIO D.(*), BONCIO P. (*), BROZZETTI F. (*), & PAZZAGLIA F.J. (**)
ABSTRACT
Morfotettonica dei bacini Plio-Quaternari della Lunigiana-Garfagnana
(Appennino Settentrionale)
Vengono presentati i primi risultati di un’analisi morfotettonica nei bacini
della Lunigiana e Garfagnana finalizzata ad integrare precedenti studi sulla
geometria e cinematica delle faglie estensionali e a caratterizzare l’attività delle
stesse nel tardo Quaternario.
Entrambi i bacini sono graben asimmetrici che si sviluppano al tetto di
una faglia a basso angolo, interpretata come la terminazione settentrionale
dell’Etrurian Fault System (Boncio et al., 2000).
Indici topografici quali profili longitudinali dei fiumi, indice della
concavità dei fiumi, indice SL, swath profile vengono utilizzati per
quantificare gli effetti della tettonica attiva sulle faglie bordiere i bacini.
Key words: channel concavity, low angle normal fault, swath
profile, knickpoint.
INTRODUCTION
We report first results of structural and morphotectonic
analyses aimed to characterize active and potentially
seismogenic faults in the Lunigiana and Garfagnana basins.
In the area, the geometry of the extensional fault systems is
well ascertained on the surface and at depth (Artoni et al.,
1992, Carmignani et al., 2000, Camurri et al., 2001,
Carmignani et al., 2001, Bernini et al., 2002, Arganani et al.,
2003, Brozzetti et al., 2007). Nevertheless, the main
seismogenic faults, their degree of activity, the associated slip
rates, and the maximum seismogenic potential remain largely
undetermined. Furthermore, lack of reliable instrumental
seismological data on large earthquakes, very low deformation
rates, and poor exposures in the Plio-Quaternary sediments,
make the identification of active and possibly seismogenic
faults problematic.
Topographic metrics including drainage patterns, river long
profiles, indices of channel concavity, stream-length gradient of
modelled long profiles, steepness and swath profiles are used to
better constrain the effects of active faulting.
_________________________
(*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università G. D’Annunzio,
Pescara-Chieti.
(**)Department of Earth and Environmental Sciences, Lehigh University,
Bethlehem, PA-USA
Di Naccio D.: e-mail d.dinaccio@unich.it
REGIONAL TECTONIC SETTING OF THE
LUNIGIANA AND GARFAGNANA GRABENS
The Lunigiana and Garfagnana basins are Plio-Quaternary
asymmetric grabens that lie in the hanging wall of a regional,
east-dipping, low-angle dethachment (LANF) that is imaged in
seismic profiles deepening beneath the Apennines down to a
depth of ~ 13 km (Fig 1). Seismic lines highlight E-dipping
synthetic faults dipping between 30° and 60° down to a depth
of ~ 5 km before soling onto the low angle detachment. In
contrast, W-dipping antithetic faults show on average higher
dip angles of ~ 50° to ~ 70° and root on the detachment at
depths of less than 5 km.
The E-dipping faults with strongest geomorphic signature of
Late Quaternary activity are the Mulazzo and Olivola - Soliera
faults in the Lunigiana and the Casciana - Sillicano and
Bolognana - Gioviana faults in the Garfagnana. The most
important W-dipping splays in terms of late Quaternary activity
are the Groppodalosio and Compione - Comano faults in the
Lunigiana and the M. Prato - Colle Uccelliera alignment in the
Garfagnana. The Tendola - Equi Terme-Gramolazzo alignment
is a high-angle E-W right-lateral transfer zone. This alignment,
evident in aerial photographs and in seismic lines, is interpreted
as a transfer zone of active extension between the Lunigiana
and Garfagnana grabens.
The background seismicity (0.4M4.2) of the Lunigiana-
Garfagnana, recorded by a local network (RSLG) for the 1999-
2006 time interval and accurately located (Brozzetti et al.,
2007, Tinari et al., 2007) confirms that probably both the
conjugate E- and W-dipping fault sets are active and
seismogenic even if their seismogenic potential is still not
completely ascertained. The subsurface reconstruction of the
area, carried out by means of seismic lines, shows that the foci
concentrate in clasters and girdless which well fit with the
deepest part of the Lunigiana detachment and with the plane of
its antithetical fault (e.g. Groppodalsio Fault).
The analysed seismicity is extensional or transtensional and
is concentrated E of the detachment breackaway and
progressively deepens to the E from

MORPHOTECTONICS OF THE LUNIGIANA-GARFAGNANA PLIO-QUATERNARY GRABENS
Fig. 1 – schematic structural map of the Lunigiana-Garfagnana grabens
along an E-dipping low-angle narrow band showing a mean dip
angle of nearly 30°, consistently with the geometry of the
detachment.
MODELING THE STEADY-STATE RIVER PROFILE
The relationships between the faults and watershed-scale
geomorphology have been quantified using a 10 m digital
topography to extract channel and basin metrics.
The concavity, steepness and length-gradient index of
modelled river longitudinal profiles proved to be the most
useful metrics for recording the effects of locally active faults.
Alluvial rivers typically shows concave-up long profiles,
referred to a graded, equilibrium profile. Deviations from a
smooth, concave-up form may indicate that the fluvial system is
in a transient state of adjustment to a base level due to tectonic,
climatic, or rock-type perturbation.
In particular, convex segments called knickpoints can be
specifically investigated to evaluate their coincidence with
tectonic perturbations.
Analysis of the longitudinal profile of the main channels in
the Lunigiana (12 watersheds) and Garfagnana (19 watersheds)
basins, have been accompanied by the well known power law
relationship between channel gradient and upstream drainage
area
S = ksA - (1)
In equation (1) long profile concavity () and the profile
steepness (ks) are the slope and y-intercept respectively of a
line regressed through a log-log plot of channel slope and
drainage basin area (Fig 2).
The average threshold area value was used to extract the
stream network and therefore define the first order streams.
The spatial distribution and potential origin of knickpoints
are highlighted by the stream-gradient (SL) index (Hack.,
1973):
SL = (H/L)/L (2)
where H is elevation, L is length of stream reach, and L
is the total stream length measured from the divide to the
midpoint of the stream reach under investigation.
Normalizing with respect to L allows for direct comparisons
between small drainages that typically have steep long profiles
and larger drainages that have more gentle long profiles.
Low order streams (extracted according to Strahler
ordering) are used to calculate the SL index because they best
reflect tectonically controlled channel gradient variations in the
Fig. 2 – Example of steady-state river profile analysis
landscape (Merritts & Vincent,1989).
SL-countour plot maps show that the Lunigiana (Fig 3) and
Garfagnana grabens are presently characterised by a significant
71

72 D. DI NACCIO ET ALII
degree of tectonic activity. In spite of this general consideration
the computed values do not allow to discern what structure is
characterised by the maximum deformation rate.
The active splay of the W-dipping Groppodalosio fault
entirely developed in the Macigno (Fig 1) causes high
anomalies on the SL values (>250) with knickpoints nearly
parallel to the mean fault strike. Similar consideration can be
done for the E-dipping M. Carmuschia and Mulazzo faults.
Relatively low SL index value have been found along the
Olivola fault and they can be most likely related to soft
lithology compared at the scale of whole graben. Nevertheless
the drainage network, observed at the Olivola basin is not
Fig. 3 – SL countour plot map of Lunigiana graben. (G-F: Groppodalosio
fault; C-F Compione-Comano f.; Mu-F: Mulazzo f.; Ol-F: Olivola f.; Ca-F:
Carmuschia f.; P-F: Picchiara f.
dendritic, in fact straight streams, characterised by Holocene
flooded valleys, flow towards a main fault-parallel river.
This evidence together with the offset of Late Pliocene and
Early Pleistocene continental deposits supports Middle
Pleistocene - to - late Quaternary activity of the Olivola normal
fault.
In the Garfagnana basin most of the anomaly values are
influenced by lithology. Nevertheless the C. Uccelliera and the
Casciana-Sillicana faults developed in the Macigno Unit show
high SL values.
CONCLUSIONS
The emerging seismotectonic picture suggests that the lowangle
normal fault system of the Lunigiana-Garfagnana grabens
is presently active and is likely responsible for the historical
seismicity of the area, including the large (M~6.5) 1920
earthquake.
Computation of geomorphic indices is in good agreement
with the seismological data, suggesting that historic
earthquakes in the area can be associated with the mapped
faults that are further capable of generating surface ruptures
and contributing to the production of local relief.
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RIASSUNTO
Proprietà frizionali di rocce di mantello durante terremoti
L’evoluzione della resistenza di attrito su una superficie di faglia per
velocità di scivolamento sismiche (circa 1 m/s) è uno dei parametri
fondamentali che controlla la meccanica di un terremoto. In particolare, la
fusione per attrito durante terremoti intermedi e profondi (profondità > 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

74 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
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
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 1780 o C. 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
⋅
2 5.0
n
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.
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FRICTIONAL PROPERTIES OF MANTLE ROCKS DURING EARTHQUAKES
75

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 76-79, 9 ff.
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.
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
_________________________
Altopiano Ragusano (Sicilia sud-orientale): note di geologia
strutturale
(*) Verticalia S.a.s., Ragusa - www.verticalia.info
MARIO DIPASQUALE (*) & ROSARIO OCCHIPINTI (*)
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 Scicli-
Ragusa (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 Gela-
Catania, dalle coperture quaternarie che costituiscono la falda
di Gela.
TETTONICA
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 NNE-
SSW, 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
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 NNE-
SSW e NE-SW è ricondotta, dall’autore, ad un arco di tempo
compreso tra il Pleistocene inferiore e l’attuale.
77
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
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 Scicli-
Ragusa 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).

78 M. DIPASQUALE & R. OCCHIPINTI
Detta inversione è stata, tra l'altro, determinante per la
formazione del bacino asfaltifero della valle del fiume Irminio.
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).
parallelamente a superfici dei thrusts principali.
I boudins rilevati nella zona mineralizzata a bitume (C. da
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.

ALTOPIANO RAGUSANO (SICILIA SUD-ORIENTALE): NOTE DI GEOLOGIA STRUTTURALE
Fig. 7 – Rilievi strutturali in C.da Streppenosa, con strutture determinate
da locale transpressione che tagliano faglie inverse e sovrascorrimenti.
Fig. 8 – Boudins su pilastro all'interno delle miniere di roccia asfaltica (valle
dell'Irminio), localmente fagliati (in alto a sinistra).
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.
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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 esteban@gl.fcen.una.ar
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 NW-
SE 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
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.
81

82 F.ESTEBAN ET ALII
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
(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 S-
SSW 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. 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
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.
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83

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: fabbini15@unisi.it
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.
RIASSUNTO
Esumazione delle unità di alta pressione indotte dall’arretramento della
placca in subduzione
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
_________________________
Exhumation of high-pressure rocks driven by slab rollback.
CLAUDIO FACCENNA (*), JEAN PIERRE BRUN (**) & FEDERICO ROSSETTI (*)
(*)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
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.
advancing trench
retreating trench
a
continental
subduction
b
c
trench position
compressional front
HP exhumation
d
core complex
e
f
continental block
total decoupling
core
complex
oceanic melange
HP metamorphism
Suture
REFERENCES
backarc extension
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).
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.
a

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 km 2 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.
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: ldefilippis@uniroma3.it (Luigi De Filippis)
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
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

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).
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).
87
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.
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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
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/m 2 ) 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: roberto.fantoni@eni.it
R. FANTONI (*) & P. SCOTTI (*)
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
(BERTOTTI et alii, 1993, and references therein). The same
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).

90 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/m 2 ) 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 Anisian-
Ladinian 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
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
(R o% and Easy R o) vs. depth.
IMPLICATIONS FOR HYDROCARBON
EXPLORATION IN THE PO PLAIN FORELAND
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Fig. 3 – Hydrocarbon occurences in different stratigraphic settings
91
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.

92 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

94 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.
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
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
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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 (Devoniano-
Carbonifero). Datazioni 39 Ar- 40 Ar 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
_________________________
(*) Dip.Te.Ris - Università di Genova
Corso Europa 26, 16132 Genova, Italy
corresponding author: L. Federico - federico@dipteris.unige.it
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
Fig. 1 – Location of northern Victoria Land within Antarctica

96 L.FEDERICO ET ALII
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 Australia-
Antarctica 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 39 Ar- 40 Ar 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.
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 Miocene-
Early 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).
_________________________
LUIGI FERRANTI (*), MARIA ENRICA MAZZELLA (*), CARMELO MONACO (**),
DANILO MORELLI (°) & ENRICO SANTORO (**)
(*) 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 Avena-
Lauropoli 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 14 C
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

98 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.
DISCUSSION AND CONCLUSIONS
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
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.
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99

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 late-
Quaternary 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.
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. Patalecchia-
S.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,
101
15.000-12.000 in DEINO et al., 2004; DI VITO et al., 1999),
intercalato al detrito di versante all’hangingwall della faglia
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

102 F. FERRARINI ET ALII
Fig. 2 – Esempio di profilo topografico realizzato attraverso la scarpata di
faglia del M. Patalecchia
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.
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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
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
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).
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.

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).
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. 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.
ANALISI STATISTICA MULTI-SCALA DI DATI DI SCAN LINE
105
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.
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
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

106 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.
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
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
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.

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
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
ANALISI STATISTICA MULTI-SCALA DI DATI DI SCAN LINE
107
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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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.
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.
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
_________________________
VANJA KASTELIC (*, °), PIERFRANCESCO BURRATO (*) & MARKO VRABEC (°)
(*) 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
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).
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
(ZUPANI 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 (ZUPANI 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 & FERJANI, 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:

110 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.
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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
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
INTRODUCTION
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 Alpine-
Apennine 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

112 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 400-
450°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.
CONCLUDING REMARKS
113
The early evolutionary history of the Frido Unit records
subduction of oceanic crust and strong deformation during HP-
LT 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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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 115_120, 7 ff.
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.
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.
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 Km 2 (Fig.1).
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

116 L. FRANZ ET ALII
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 Km 2 . From north to south
the following major domains can be recognized: an alpine
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.
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
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,
117
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.
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

118 L. FRANZ ET ALII
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.
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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 Yavi-
Abra 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.
INTRODUCTION
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
_________________________
(*)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
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
14°S
18°S
22°S
26°S
30°S
OROCLINEAXIS
Neogene
Paleogene
Cretaceous
72°W 68°W 64°W
St udy area
Fig. 2
SANTA BARBARA
SYSTEM
SIERRAS
PAMPEANAS
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 Cretaceous-
Pliocene 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)
Rinconada
A
St 14
St07 (PC)
Laguna
Pozuelos
Abra Moreta
Fault
B
Abra Moreta
St 02 (TA)
Sierra de Cochinoca
Cochinoca
St 12
St04 (PA)
Yavi-Abra
Pampa Fault
Abra Pampa
St 11
Sierra de Aguilar
St 18
St 18
C-C’
(St15)
B’
Cangrejos
Purmamarca
Humahuaca
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Cangrejos-TresCrucesridge
St 10
Tres Cruces
b
Quebrada de Humahuaca
a
Sierra de SantaVictoria
A’
a b c
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 30-
40 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
(

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 126
Modelling the fractured carbonatic rocks of Lepini Mountains to infer
deep hydrogeological pathways
IRENE MANNINO *, PAOLA CIANFARRA*, FRANCESCO SALVINI *
ABSTRACT
Spatial distribution of brittle deformation rules the secondary
permeability of carbonatic rocks and therefore the
accumulation and the pathway of deep fluids (ground-water,
hydrocarbon).
This work contributes to the understanding of the
hydrogeological relations among the deep, fractured carbonatic
structures in the western sector of the Lepini Mountains
(Central Apennines). This NW-SE structure is characterised by
three horses stacked towards the NE from hinterland to
foreland with a major thrust that bords the NE sector of the
area. A serie of lystric, regional faults lower the south-western
flank of the structure. Fracture H/S (Height/Spacing) parameter
proved a useful tool to estimate the intensity of the regional
brittle deformation. It was measured by a set of field-structural
stations in outcrops representing the main buried carbonate
units. H/S statistical analyses provide values ranging from 1.5
to 2.6. The first value relates to diagenesis, the latter to the
effect of paleostress induced by tectonics. A numerical
modelling (ForcTre Software) was performed to reconstruct the
kinematic and tectonic evolution by balanced cross section in a
forward modelling. In this way, the modelling of the intensity
and spatial distribution of brittle deformations was computed
by the Time Stress Integral (TSI), TSI = F(φ,,Σe)dt, with φ
being the frictional coefficent, the stress and Σe the strength.
A linear relation was found between the spatial distribution of
TSI and measured H/S of the outcropping rocks ( < 0.1%).
This correlation allowed to estimate the intensity and the
distribution of deep rock fracture pattern. Average higher
values of predicted H/S (1.8) characterise Jurassic rocks than
Cretaceous one. Fracturing is expected to decrease with depth
in all studied units. This reduction relates to the vertical
succession of rocks characterised by different reological
properties, namely shale content, bed thickness and interlayer
shale content.
_________________________
(*) Dipartimento di Scienze Geologiche Università di Roma Tre, Largo
S.L.Murialdo 1, I-00146 Rome, Italy
Lavoro eseguito con il contributo finanziario del Laboratorio di
geodinamica quantitativa e telerilevamento del Dipartimento di Scienze
Geologiche, Università di Roma Tre
On the basis of the obtained results we suggest that fractures
provide a deep hydrological connection between the Lepini Mts
and the buried structures under the plio-quaternary deposits of
the Pontina Plain to the SE. The normal faults located in the
SW sector of the investigated area do not compartmentalise the
structures.
Key words: brittle deformation, secondary permeability,
fracturing, carbonates, Lepini Mts

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 127-130
Tectono-metamorphic history of the Duarte terrane (Jarabacoa
area, Hispaniola Island): insights on the tectonic evolution of the
northern rim of the Caribbean Oceanic Plateau
MICHELE MARRONI*, LUCA PANDOLFI*, GIUSEPPE GIUNTA** & ALESSANDRO MALASOMA*
RIASSUNTO
Evoluzione strutturale dell’unità Duarte (Jarabacoa,
Hispaniola) e considerazioni sull’evoluzione tettonica del
bordo settentrionale del Plateau Oceanico Caraibico
Il margine settentrionale della Placca Caraibica è delimitato da una catena
traspressiva caratterizzata dall’insieme di diversi terrane derivati da una
convergenza obliqua, di età Cretaceo Superiore-Terziaria, fra le Placche
Nordamericana e Caraibica. Frammenti di un plateau oceanico appartenenti
alla Placca Caraibica sono incorporati in questa catena come unità tettoniche
fortemente deformate e metamorfosate. Alcune di queste unità sono state
riconosciute nel settore di Jarabacoa (Hispaniola). In questo settore il Terrane
di Duarte è formato da due diverse unità tettoniche caratterizzate da un diverso
grado metamorfico. L’unità inferiore è costituita da metabasiti in facies Scisti
Verdi, mentre quella superiore è caratterizzata da metabasiti in facies
anfibolitica a cui si sovrappongono metasedimenti derivati dallo
smantellamento di un arco magmatico.
Entrambe le unità tettoniche sono affette da quattro diversi eventi
deformativi (D1 to D4) che possono essere correlati. In entrambe le unità la
fase D1 è caratterizzata da una foliazione metamorfica associata a lineazioni
mineralogiche e dalla presenza di rare pieghe isoclinali sradicate. La fase D2 è
caratterizzata da una foliazione ben sviluppata e da pieghe isoclinali sviluppate
durante una fase metamorfica retrograda. Le fasi D1 e D2 si sviluppano nel
Cenomaniano-Turoniano, mentre le fasi D3 e D4 producono una successiva
debole deformazione senza ricristallizzazione metamorfica. Queste ultime fasi
possono essere messe in relazione con la tettonica traspressiva dell’Oligocene-
Miocene Inferiore. Tutte le deformazioni riconosciute si sviluppano in rocce
derivate da un arco connesso con una subduzione obliqua sud-vergente della
litosfera oceanica della Placca Nordamericana al di sotto del plateau oceanico
Caraibico.
Parole chiave: metabasiti, anfiboliti, Scisti Verdi,
deformazione, metamorfismo, Placca Caraibica, Duarte,
Isola di Hispaniola.
ABSTRACT
The northern margin of the Caribbean Plate is characterized by a
transpressional belt consisting of an assemblage of several terranes derived
from Upper Cretaceous to Tertiary oblique convergence between the Northern
American and Caribbean Plates. Fragments of the oceanic plateau belonging to
the Caribbean Plate are incorporated in these belts as strongly deformed and
_________________________
* Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Pisa
** Dipartimento di Geologia e Geodesia, Università di Palermo
metamorphosed sequences, as recognized in the Jarabacoa area of the
Hispaniola Island. In this area the Duarte Terrane consists of two different
units showing different metamorphic grades. The lower unit consists of
greenschist facies metabasites, whereas the upper one is represented by
amphibolite facies metabasites topped by metasedimentary rocks, whose
protoliths were clastic deposits supplied by a magmatic arc. Both units
suffered four deformation phases, from D1 to D4, that can be strictly correlated.
In both units the D1 phase is characterized by a syn-metamorphic foliation
associated to a mineral lineation and very rare rootless isoclinal folds. The D2
phase is characterized by a well developed foliation and isoclinal folds
acquired under retrograde metamorphic conditions. The D1 and D2 phases
developed in the Cenomanian-Turonian time span. The following D3 and D4
phases produced weak deformations without metamorphic imprint. The D3 and
D4 phase are probably connected with transpression tectonics of Early
Oligocene to Early Miocene age. All these deformations developed in an arc
setting connected with southward oblique subduction of the oceanic
lithosphere of the North America Plate beneath the Caribbean oceanic plateau.
Key words: metabasites, amphibolite, greenschist,
deformation, metamorphism, Carribbean Plate, Duarte
Terrane. Hispaniola Island.
INTRODUCTION
The Caribbean Plate has a composite structure that includes
a small continental block showing a transition to a large
igneous province represented by an oceanic plateau that is
regarded as the result of Lower to Upper Cretaceous plume
activity. The northern border of the Caribbean Plate is
represented by transpressional deformed belts, consisting of an
assemblage of several terranes derived from Upper Cretaceous
to Tertiary oblique convergence between the Northern America
and the Caribbean Plates (Donnelly et al., 1990). Fragments of
the oceanic plateau are incorporated in these deformed belts, as
recognized in the Hispaniola Island located at the northern
margin. In this island, the oceanic plateau is exposed as
unmetamorphosed and weakly deformed sequences in the La
Hotte-Selle-Borohuco Terrane, but also as strongly deformed
and metamorphosed sequences in the Duarte Terrane. The latter
one represents a good example of the oceanic plateau involved
in the transpressional belt at the border of the Caribbean Plate.
In this work, the lithostratigraphic features, the deformation
history and the metamorphic characteristics of the metabasites
from the Duarte Terrane cropping out in the Jarabacoa area are
described and the related implications for the geodynamic
history of the northern border of the Caribbean Plate are
discussed.

128 M. MARRONI ET ALII
THE DUARTE TERRANE
In the study area, the Duarte Terrane consists of two
tectonic units, distinguished by the metamorphic grade. The
lower unit is characterized by greenschist facies metamorphism
whereas the upper one shows amphibolite facies metamorphic
imprint. Both these units are strongly deformed, showing a
polyphase history. Within the Duarte Terrane a complex
deformation history consisting of four deformation phases, has
been recognized. The later, brittle tectonics are not described in
this work.
The amphibolite facies unit
The amphibolite facies unit comprises two different
lithothypes. The first one consists massive to foliated
metabasites, sometimes characterized by coarse-grained
texture. As described by Lewis and Jimenez (1991) in the area
northwest of Jarabacoa, the metabasites are topped by a second
lithotype consisting of metasedimentary rocks. The
metasedimentary rocks consist of quartz-bearing gneisses and
micaschists with levels of massive metaconglomerates
including clasts of basic and acid volcanic rocks flattened along
the main foliation.
The amphibolite facies unit suffered a complex deformation
history developed under retrograde P and T conditions. The
first deformation phase (D1) is mainly identified in the foliation
(S1) that can be found in two different occurrences. In the finegrained
amphibolites and gneisses, the S1 is found as relic
foliation largely transposed by deformations developed during
the following second deformation phase. By contrast, in the
more competent lithologies, as for instance the massive
amphibolites, the S1 is well preserved and only slightly
modified. Mineralogical lineations (L1) consisting of aligned
amphibole and plagioclase minerals are well developed on the
S1 and reveals the N/S trend of these structural elements. In the
amphibolite, also boudinaged and folded quartz veins with a
thickness ranging from 5 to 20 cm can be referred to the D1. In
the gneisses, the S1 developed as alternating quartz- and
plagioclase-rich layers characterized by porphyroclasts of
quartz. In the associated conglomerates, the S1 is marked by
the shape of the deformed pebbles flattened in the plane of the
foliation.
The second deformation phase (D2) is generally the most
common at the mesoscale. It is mainly represented by a
continuous and pervasive foliation (S2), well developed in
bands of very fine- and fine-grained amphibolites. These
amphibolites are found around large boudins, up to 200 m
thick, made of massive amphibolites, where S2 is generally
poorly developed. In the anastomizing bands, S2, generally
parallel to S1, occurs with different morphology, mainly
depending the lithology. In the very fine-grained amphibolites,
S2 can be defined as fine-grained schistosity characterized by
alternating layers of amphiboles and plagioclases. When the
grain-size increases, S2 occurs as spaced foliation characterized
by cleavage domains surrounding microlithons where textural
remnants of S1 are preserved in lens-shaped, granoblastic
aggregates of plagioclase and amphibole. Therefore, the main
tectonic surface detected in the field can be regarded as a S1/S2
composite foliation derived from the overprinting of the two
deformation phases. Associated to S2, very rare rootless
isoclinal folds (F2) with thickened hinges have been recognized
at both meso and microscale. The related axes (A2) trend at
about NE/SW. The hinges of the F2 are generally rounded or
subrounded, whereas the limbs are strongly boudinaged. The
F2 generally deform the quartz veins or the S1. When observed
on the S2, the F2 are strongly non-cylindrical, their asymmetry
suggests a NW vergence.
The third deformation phase (D3) is represented by open to
close folds (F3) characterized by low-angle axial plane. The F3
are generally cylindrical without thickening of the hinges nor
boudinage of the limbs; their asymmetry has a NE vergence.
The axes (A3) have a NW/SE trend. In the field, the F3 display
an axial plane foliation (S3) that can be classified as spaced
crenulation cleavage. Dykes of foliated tonalites deformed by
F3 have been found in the field. In the more competent
lithologies the S3 occurs as a well developed fracture cleavage.
The S2-S3 intersection lineation is well developed, the
mineralogical lineations are lacking.
In thin section, the amphibolites are characterized by a
strong S1 defined by the preferred orientation of amphibole and
plagioclase. Plagioclase displays an oriented granoblastic
structure concentrated in thin layers alternating to bands
enriched in nematoblastic amphiboles. The plagioclases show
tapered twins whereas the amphiboles display little ondulatory
extinction. Quartz and epidote also occur. In the amphibolites,
the D1 assemblage is characterized by the development of
plagioclase (andesine) + Ca-amphibole
(hornblende/tschermakite) + quartz + epidote. From the D1
mineral assemblage epidote and Ca-amphibole have been
analyzed by electron microprobe. The pistacite component
[Fe3+/(Fe3++Al3+)] in D1-related epidote ranges between
0.23 and 0.27. The analyzed amphiboles are characterized by a
Mg/(Mg+Fe2+) ratio ranging from 0.48 to 0.57 and Si contents
between 6.21 and 3.60 apfu. These Ca-amphiboles are
classifiable as magnesio-hornblende and tschermakite, close to
the boundary between the magnesio- and ferro-tschermakite
stability fields. Amphiboles are the most common minerals in
metabasaltic rocks, and their compositions can provide useful
informations on P-T conditions of metamorphic rocks. The
stability field of hornblende suggests a temperature range
between 450 and 550°C and a pressure ranging from 0.40 to
0.80 GPa (Okamoto and Toriumi, 2005), coherent with
amphibolite facies conditions. These values agree also with the
P and T conditions of 0.49-0.66 GPa and 542-681°C estimated
by Escuder Viruete et al. (2002) in the Duarte Terrane cropping
out in the Villa Altagracia area.
The gneisses are in turn characterized by prevailing quartz,
associated with muscovite and plagioclase, whereas apatite,
rutile, magnetite, are accessory phases. Textures are
characterized by thin ( 1 mm) bands of granoblastic
plagioclase + quartz and bands of lepidoblastic micas. Quartz
porphyroclasts, generally enveloped by lepidoblastic micas, are

characterized by s and d structures that suggest the presence of
non-coaxial strain. The micaschists are in turn characterized by
well developed schistosity associated with the synkinematic
growth of white mica + quartz + albite. On the whole, gneisses
and micaschists are characterized, during the D1, by the
andesina + quartz + white mica + epidote mineral assemblage,
probably developed in the same P and T conditions of the
amphibolites.
The S2 can be defined as a zonal crenulation cleavage with
smooth and anastomizing cleavage domains. The transition
between cleavage and microlithons is discrete. The coexistence
of albite and actinolite suggests greenschist facies conditions
with temperature and pressure ranging between 350 and 480°C
and 0.20 to 0.60 Gpa, respectively (Okamoto & Toriumi,
2005). In thin section the fine-grained amphibolites and
gneisses appear deformed by the S3 that is a poorly developed,
spaced, crenulation cleavage with smooth shape of cleavage
domains showing gradational transition to microlithons
The greenschist facies unit
The greenschist facies unit consists of metabasites with well
preserved relics of magmatic structures. Relics of pillow
structures are identified as lens-shape bodies. In the
metabasites, relics of clinopyroxene and/or plagioclase have
been identified. According to Escuder Viruete et al. (2007b)
two lithostratigraphic units are found: the lower one includes
low-Ti basalts, high-Ti picrites, High-Mg basalts, Fe-picrites,
whereas the upper one is characterized by the occurrence of Fe-
Ti basalts.
The greenschist facies unit underwent a polyphase
deformation history under retrograde P and T conditions
analogue to that recognized in the amphibolite facies rocks.
The first deformation phase (D1) produced a continuous
foliation (S1) well developed only in the fine-grained
lithologies. A mineralogical lineation (L1), marked by aligned
amphibole and plagioclase, is well developed on the S1and
shows a NW/SE trend. In these lithologies the S1 is associated
to intrafoliar isoclinal folds characterized by thickened hinges
and boudinaged limbs (F1).
The second deformation phase (D2) is mainly represented
by tight to isoclinal folds (F2) with generally rounded or
subrounded hinges showing a NE-SW trend. These folds are
cylindrical with an axial plane foliation (S2); therefore, the
main surface detected in the field is a S1/S2 composite
foliation. The asymmetry of the F2 suggests a NE vergence.
During the D2, large cataclastic shear zones characterized by S-
C fabric developed parallel to the S2. The third and fourth
deformation phases (D3 and D4) show features and trends
analogue to those recognized in the amphibolite facies rocks,
without significative differences .
In thin section, the S1 in the fine-grained metabasites is
fine-grained and characterized by the assemblage albite + Caamphibole
(actinolite) + chlorite + epidote ± quartz ± white
TECTONO-METAMORPHIC HISTORY OF THE DUARTE TERRANE
129
mica. From the D1 mineral assemblage chlorite, epidote and
Ca-amphibole have been analyzed by electron microprobe. The
pistacite component in the epidote of the greenschist facies unit
is higher (0.31-0.32) than in the amphibolite facies unit. For
Ca-amphiboles the structural formulae were calculated
assuming 23 oxygens, and the classification of Leake et al.
(1997) was adopted. The analyzed amphiboles do not show any
compositional zoning and they are classifiable as actinolite,
with a Mg/(Mg + Fe2+) ratio ranging from 0.77 to 0.82. The
stability field of actinolite suggests a temperature range
between 350 and 480°C and a pressure ranging from 0.20 to
0.60 GPa (Okamoto and Toriumi, 2005), coherent with
greenschist facies conditions.
In thin section, the S2 can be classified as a well developed
crenulation cleavage characterized by zonal to continuous
cleavage domains that enveloped microlithons where the S1 is
still preserved, even if folded. The cleavage domains are
general parallel with discrete transition to microlithons. No
recrystallization has been found along the S2. The S3 consists
of well developed disjunctive cleavage.
AGE OF THE DEFORMATION PHASES
Several radiometric analyses have been performed in order
to assess the age of the rocks from the Duarte Terrane. The
most reliable data on the foliated amphibolites are provided by
Escuder Viruete et al. (2007b) by Ar/Ar dating on horneblendes
recrystallized during the D1. Two plateau ages of 93.9±1.4 and
95.8±1.9 Ma indicate a Cenomanian age for this phase.
Accordingly, a pre-Cenomanian age for the protoliths of the
amphibolite facies rocks from Duarte Terrane can be inferred.
This age is also confirmed with the Ar/Ar dating of 84±6 Ma of
the D1-related muscovites (Hernaiz Huerta et al., 2000) and 86
± 4 Ma on amphiboles (Lapierre et al., 1999). In addition, other
useful evidences for the age of the deformations in the Duarte
Terrane are provided by the Loma de Cabrera intrusive
complex that postdates the D1 and D2 structures. Ar/Ar dating
of the rocks belonging to this complex, points out to ages
spanning from 74.0±1.7 to 88.9±2.6 Ma (Escuder Viruete et al.,
2007b). Whereas the ages of the D1 and D2 can be constrained
between the Cenomanian and the Turonian, the ages of the D3
and D4, that developed at very low structural levels are most
problematic to assess. Probably, the D3 and D4 can be related
to strike-slip tectonics developed in the Early Oligocene to
Early Miocene.
On the whole, the D1 and D2 can be related to the
lowermost Upper Cretaceous tectonics recognized in the whole
Hispaniola Island (e.g. Mann et al., 1991), that developed
before the emplacement of Loma de Cabrera intrusive complex.
Differently, the younger D3 and D4 can be related to Tertiary
transpressive tectonics.

130 M. MARRONI ET ALII
CONCLUSIONS
The collected data indicate that the Duarte Terrane in the
Jarabacoa area consists of two units, with different
metamorphic facies: the lower one is characterized by
greenschist facies whereas the upper one by amphibolite facies.
The succession of these units is characterized by metabasic
rocks, that in the upper unit are topped by metasedimentary
rocks. The metabasites, probably of Early Cretaceous age, are
representative of the Caribbean oceanic plateau volcanic rocks,
whereas the metavolcanoclastic rocks are related to the first
stage arc growth, according to the reconstruction proposed by
Mann et al. (1991) and Lewis et al. (2002). To the first stage of
arc growth can be referred also the foliated tonalities
recognized as bodies intruded into the amphibolite facies unit
of the Duarte Terrane. The age of these magmatic rocks is
lowermost Aptian.
The deformation history recognized in both units consists of
four phases, from D1 to D4. The D1 is characterized by a well
developed foliation and mineral lineation developed under
metamorphism ranging from amphibolite to greenschist facies.
The D2 is, in turn, responsible for the exhumation of both the
units, probably during a compressive event. The D1 and D2
developed in the Cenomanian-Turonian, just before the
magmatism related to the second stage arc of growth, that can
be referred to a Campanian-Maastritchian time span. The
following Upper Oligocene to Upper Miocene transpressive
tectonics is responsible for the development of the terranes
recognized in the Hispaniola Island. In the Duarte Terrane, the
D3 and D4, that acted at very shallow structural levels, can be
referred to transpressive tectonics. On the whole, the
deformation history of the Duarte Terrane occurred in the arc
setting during oblique subduction leading to alternation through
time of compressive and transpressive tectonics, responsible for
the Hispaniola present-day structural setting.
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 131-132, 2 ff.
On fault misorientation in exhumed metamorphic complexes: sliptendency
analysis of faults in the Alpine orogenic wedge
MATTEO MASSIRONI (*), LUCA MENEGON (*) & ANDREA BISTACCHI (**)
RIASSUNTO
Sulla sfavorevole orientazione di faglie in complessi metamorfici esumati:
analisi di slip-tendency su faglie del prisma orogenico Alpino
E’ noto che faglie a notevole componente di rigetto verticale ed attive per
lunghi periodi sono caratterizzate da zone di faglia asimmetriche. All’interno
del prisma orogenico alpino, le faglie normali a basso angolo responsabili di
importanti esumazioni quali la linea del Brennero e la linea del Sempione sono
caratterizzate da ampi spessori milonitici a letto a cui si contrappongono
orizzonti cataclastici a tetto. Per investigare il controllo esercitato dal fabric
ereditato sulla enucleazione della deformazione fragile, si è fatto ricorso
all’analisi di tendenza allo slip considerando una distribuzione anisotropa dei
coefficienti di frizione. Tale analisi effettuata per le zone di faglia del Brennero
e del Sempione ha dimostrato che l’attività lungo orizzonti di deformazione
fragile sfavorevolmente orientati rispetto al campo di sforzi regionali è una
condizione favorita nel caso di faglie che hanno controllato importanti processi
di unroofing tettonico.
La stessa analisi è stata applicata anche alla zona di faglia di
Sprechenstein-Val di Mules, un segmento del sistema Periadriatico che non
mostra alcuna significativa componente di rigetto verticale. Anche questa
faglia è caratterizzata da un importante fabric filllonitico orientato
sfavorevolmente per una potenziale riattivazione in condizioni fragili, ma che
tuttavia mostra di aver controllato l’enucleazione e lo sviluppo di orizzonti
cataclastici. L’analisi di slip tendency anisotropa applicata a questo caso
consente di generalizzare l’affermazione precedente, permettendo di
concludere che all’interno di complessi metamorfici frutto di importanti
eventi esumativi, lo sviluppo di orizzonti di deformazione fragile a
orientazione non andersoniana è spesso favorito indipendentemente dal tipo di
attività delle faglie stesse.
Key words: weak faults, slip tendency, inherited fabric,
metamorphic complexes, misorientation
Crustal-scale fault zones, which show a strong dip-slip
component (either normal or reverse) and have been active for
relevant times (e.g. several million years), are very often
characterised by an asymmetric distribution of fault rocks, with
rocks in the footwall or hangingwall (for normal or reverse
faults respectively) showing a transition from relatively higher
temperature crystal-plastic deformation mechanisms to low
temperature brittle-cataclastic mechanisms. This is the result of
progressive exhumation during a deformation continuum and
_________________________
(*) Dipartimento di Geoscienze, Università di Padova, Italy
(**) Dipartimento di Scienze Geologiche e Geotecnologie,
Università di Milano Bicocca
Lavoro eseguito nell’ambito del progetto Cariparo 2006, Università degli
Studi di Padova
may be predicted with the classic Sibson-Scholz fault zone
model. This asymmetric distribution of fault rocks is well
known in exhumed fault zones from the metamorphic core of
Fig. 1 –Isotropic and anisotropic slip tendency of the Simplon low angle
detachment (SD). The anisotropic slip tendency demonstrates how the
low friction coefficient along the inherited mylonitic foliation (Mariani et
al. 2006) favoured misoriented brittle faulting.
the Alps (Austroalpine and Penninic domains) such as the
extensional Simplon and Brenner detachments that are both
associated to thick mylonitc zones exposed within their
footwall (up to 1 km) (Mancktelow, 1985,1992; Behrmann,
1988; Selverstone, 1988).
To investigate the control exerted by pre-existing ductile
foliations on brittle faulting along the Simplon and Brenner
detachments, we have applied a development of slip tendency
analysis (Lisle & Srivastava, 2004) that includes the effect of
anisotropy (FIG. 1). It shows that, given the mechanical
anisotropy and under a realistic palaeo-state of stress,
continuing activity along a misoriented and weak fault zone is
the most natural behaviour for major faults controlling tectonic
unroofing.
The same analysis has been applied to the Sprechenstein-
Mules fault zone (SMF), which is part of the eastern segment of
the 700-km-long Periadriatic Fault System and is not
characterized by a significant dip-slip component (FIG. 2). Due
to previous exhumation along the Pusteria Fault (PF),
greenschist facies phyllonites constitute the ductile precursor of
the Sprechenstein-Mules brittle fault and are characterised by a
pervasive SCC’ composite foliation, marked by alternating
phyllosilicate- and quartz-feldspar-rich layers. Centimetre- to
micrometre-scale cataclastic shear zones develop along S, C
and C’ inherited surfaces. Hence, the Sprechenstein-Mules fault

132 MASSIRONI ET ALII
Fig. 2 – Sprechenstein-Mules fault zone (SMF): geometric 3D model , regional stress field and slip vector , anisotropic slip tendency. The anisotropic slip
tendency analysis of the SMF demonstrates that in metamorphic complexes misoriented brittle faulting is favoured even for transcurrent faults.
zone is characterised by a strong mechanical pre-existing
anisotropy, which controls the mode of deformation under
brittle conditions. Given its origin in the plastic-metamorphic
environment, this anisotropy is strongly misoriented for
reactivation under brittle conditions.
Anisotropic slip tendency analysis shows that the
reactivation of this misoriented inherited fabric is favoured with
respect to the development of “new” Andersonian faults and
that this process leads to a marked mechanical weakness of the
SMF (FIG. 2). This demonstrates that the presence of inherited
ductile foliations may control the style of brittle faulting,
independently of the differential uplift across an individual
fault. Under certain conditions, typically met in metamorphic
terrains, this effect can be relevant even for faults that do not
accommodate significant parts of the regional exhumation
(transcurrent faults).
In conclusion, in exhumed metamorphic complexes the
continuing activity along misoriented and “weak” fault zones,
with brittle re-activation of inherited fabrics, must be
considered not only possible, but also more probable than the
development of Andersonian “strong” faults.
REFERENCES
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SELVERSTONE, J. (1988) - Evidence for east–west crustal
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unroofing history of the Tauern window. Tectonics, 7, 87–
105.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 133-134, 3 ff.
Reticolo locale di zone di taglio e relazioni con la deformazione regionale
nel metagranito del Gran Paradiso (Alpi Nord-Occidentali)
La falda Pennidica del Gran Paradiso (Alpi Nord-Occidentali) è
prevalentemente costituita da ortogneiss occhiadini che derivano dall’intensa
rielaborazione tettono-metamorfica Alpina di originari granitoidi Permiani. La
foliazione regionale si è sviluppata in condizione di facies anfibolitica di basso
grado ed è associata ad un senso di trasporto tettonico top-to-W durante il
sovrascorrimento delle Ofioliti Piemontesi sul basamento continentale del
Gran Paradiso. Il protolite intrusivo è ben preservato nel dominio chilometrico
di bassa deformazione nella Valle di Piantonetto e consiste in graniti porfirici
contententi frequenti eterogeneità strutturali e composizionali (i.e., giunti,
filoni leucocratici, schlieren). In tale dominio, la deformazione Alpina è
localizzata in zone di taglio discrete all’interno di metagraniti massicci o
debolmente foliati. Le zone di taglio immergono prevalentemente a S-SE, da
medio-basso angolo (zone di taglio1) ad alto angolo (zone di taglio2). Le zone
di taglio milonitico mostrano tipiche caratteristiche geometriche che vengono
interpretate come l’evidenza di enucleazione lungo precursori fragili e
composizionali. Relazioni di offset reciproco tra zone di taglio1 e zone di
taglio2 indicano un’attività coeva dei due sets. Le analisi di paleostress e di
geometria dello strain dimostrano che sia la foliazione nel metagranito
incassante che le stesse zone di taglio si sono formate in presenza di una forte
componente di flattening, con un σ1 subverticale. La cinematica delle singole
zone di taglio dipende dall’orientazione degli originari precursori e dalla
ripartizione delle componenti coassiale e non coassiale della deformazione alla
scala chilometrica, con la localizzazione della componente di flattening
all’interno del dominio di Piantonetto. Di conseguenza, la geometria dello
strain e la cinematica delle singole zone di taglio in tale dominio non appaiono
direttamente riconducibili al senso di trasporto tettonico top-to-W solitamente
evidente all’interno della falda del Gran Paradiso. Tuttavia, l’ellissoide dello
stress associato al reticolo di zone di taglio incipienti all’interno dei
metagraniti massicci è orientato coerentemente con il senso di trasporto
tettonico registrato alla scala regionale nel massiccio del Gran Paradiso. In
conclusione, il reticolo di zone di taglio nella Valle di Piantonetto è da
considerarsi rappresentativo delle fasi incipienti della deformazione duttile di
una falda in granitoidi. Nonostante l’architettura di tale reticolo sia
essenzialmente determinata dalla disponibilità e dall’orientazione di
eterogeneità strutturali e composizionali preesistenti, alcuni aspetti della
deformazione alla scala regionale sono chiaramente registrati ed estrapolabili
dalla sua geometria.
Key words: deformation of granites, flattening, Gran Paradiso,
nucleation of shear zones, palaeostress analysis, strain
analysis, Western Alps.
_________________________
Local shear zone pattern and bulk deformation in the Gran
Paradiso metagranite (NW Italian Alps)
(*) Dipartimento di Geoscienze, Università degli Studi di Padova. Via
Giotto 1, 35137 Padova. Tel. 0498271863, E-mail: luca.menegon@unipd.it
LUCA MENEGON (*) & GIORGIO PENNACCHIONI (*)
The Gran Paradiso nappe of the north-western Alps mostly
consists of augen gneisses derived from the Alpine deformation
of Permian granitoids. The regional foliation of the augen
gneisses developed at lower amphibolite facies conditions and
is associated with a top-to-west sense of shear (LE BAYON &
BALLEVRE, 2006). The granitoid protolith is preserved in the
kilometre-scale low-strain domain of the Piantonetto Valley
Fig. 1 – Extremely localized shear zone nucleating on a former joint. Pen
(13.5 cm long) for scale.
and mainly consists of a porphyritic metagranite including
joints, leucochratic dykes and biotite-rich schlieren. In this lowstrain
domain, the Alpine deformation is mainly localized in
discrete ductile shear zones within weakly foliated metagranite
(MENEGON et alii, 2006). The shear zones are mostly dipping
towards S-SE from shallowly (shear zones1) to steeply (shear
zones2). The shear zones show typical features that can be
explained by reactivation of pre-existing joints and planar
compositional heterogeneities (e.g., PENNACCHIONI &
MANCKTELOW, 2007) (Figs. 1, 2).
Mutual crosscutting relationships indicates that shear zone
sets developed at the same time (Fig. 2). Palaeostress and strain
analyses indicate that shear zones and the metagranite foliation
both formed in presence of a strong component of flattening
with a subvertical σ1 (Fig. 3). The kinematics of individual
shear zones depends on the orientation of the original
heterogeneities (acting as nucleation planes) and by partitioning
of strain components at the kilometer-scale with concentration

134 LUCA MENEGON ET ALII
Fig. 2 – (a) Surface map of a representative outcrop of shear zones1 (1a-1g) and shear zones2 (2a-2c). (b) Lower hemisphere, equal area projection of the shear
zone orientation in this outcrop. (c) Strongly localized shear zone2. Coin (2 cm in diameter) for scale. (d) Mutual crosscutting relationship between shear zones
1g and 2b. 1g is displaced left-laterally by 2b that is in turn is displaced right-laterally by 1g. Coin (2 cm in diameter) for scale.
of the flattening component to the Piantonetto low-strain
domain. The strain geometry and the kinematics of individual
shear zones within Piantonetto are thus not directly linkable to
the top-to-west sense of tectonic transport observed elsewhere
in the Gran Paradiso nappe. However, the bulk stress ellipsoid
reconstructed for incipient shear zone network within very
weakly deformed granites is oriented consistently with the bulk
direction of tectonic transport within the Gran Paradiso massif.
We conclude that the shear zones network of Piantonetto
Valley is representative of the incipient stages of ductile
deformation of a granite nappe. Even if its architecture is
determined by the arrangement of pre-existing structural and
Fig. 3– Palaeostress analysis on the basis of 69 incipient shear zones
within massive metagranites. (a) Results from the direct inversion method
(ANGELIER, 1990). (b) Results from the pt-axes method. R% is a measure
of clustering.
compositional heterogeneities, aspects of the large-scale bulk
strain can be derived from this local shear zone pattern.
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 135-136
Structure and evolution of the Calabrian accretionary wedge
(Southern Italy)
RIASSUNTO
Struttura ed evoluzione del prisma di accrezione calabro (Italia
meridionale)
L’arco calabro rappresenta un’area chiave per la comprensione
dell’evoluzione tettonica della catena Appennino-Maghrebide nel più ampio
contesto di convergenza tra le placche Europea ed Africana nel Mediterraneo
centrale. L’arco calabro è stato oggetto di diversi studi a carattere geologico e
geofisico a partire dalle prime campagne oceanografiche degli anni ’50.
Nonostante l’enorme mole di dati collezionati, geometria, cinematica ed
evoluzione tettonica del prisma di accrezione calabro, soprattutto nella sua
parte offshore, rimangono a tutt’oggi poco definiti e compresi.
Analizzando dati derivanti dalle numerose campagne, accademiche e
industriali, condotte nel Mar Ionio negli ultimi 50 anni, e attraverso la
calibrazione con i dati di pozzo disponbili lungo le coste calabresi, sono state
descritte la geometria, la cinematica e l’evoluzione spazio-temporale del
prisma di accrezione, negli ultimi 15 Ma.
Key words: accretionary wedge, Calabrian Arc, seisimic
reflection profile.
INTRODUZIONE
The Calabrian subduction zone is a narrow but
seismologically well defined slab plunging toward northwest in
the Central Mediterranean (PIROMALLO & MORELLI, 2003).
The subduction of the Ionian basin under Eurasia, is mainly
dominated by trench rollback producing the opening of the two
large backarc basin (Liguro-Provencal and Tyrrhenian) and the
formation of the Calabrian accretionary wedge.
The Calabrian accretionary wedge is a partially submerged
south-verging accretionary prism that extends from south
Calabria to the Ionian abyssal plain and laterally from the Malta
Escarpment to the West and Apulia Escarpment and
Mediterranean Ridge to the East.
Despite the Ionian basin has been investigated in the last
forty years by several geological and geophysical survey, the
_________________________
LILIANA MINELLI (*), CLAUDIO FACCENNA (*) & PIERO CASERO (*)
(*)Dipartimento di Scienze Geologiche, Universita Roma Tre, Largo S.L.
Murialdo 1, 00146 Rome, Italy
results are often controversy, and the structure of the wedge is
still poorly defined (FINETTI & MORELLI, 1973; ROSSI &
SARTORI, 1981; CERNOBORI et alii., 1986).
We have collected all the available multichannel seismic
reflection profiles, acquired up to 60’s, in the Ionian offshore
by industrial exploration and academic cruises. The resolution
and the data quality of the seismic profiles vary remarkably
because the different acquisition parameters and energy system
used for the different survey.
The interpretation of these data was facilitated by
integration of other geophysical and geological data (ESP, DE
VOOGD et alii, 1992; ODP, site 374) and well stratigraphy
dataset near the southern coasts of Calabria, in order to better
constrain a more complete history of the subduction process.
In the central sector of Ionian sea where no direct ties were
available for the interpretation, the overall sequences can be
identified on the basis of previous works and of their seismic
character.
The high density grid of the seismic lines allow us to map
out the main structural feature and the recognition along several
seismic profiles of the main reflection horizons; their
geological attributes allow us to date the activity of the main
thrust system and to reconstruct a detailed, time-space,
evolution of the accretionary prism. The stratigraphy feature,
style of deformations and internal seismic character suggest the
division of the Calabrian accretionary wedge, along a general
NS transect, from the foreland basin to the backstop of the
wedge, into four major structural zones:
(1) forearc basin and crystalline back stop (2) pre-
Messinian accretionary wedge (3) post-Messinian accretionary
wedge (4) foreland basin.
The accretionary history of the Calabrian prism is
punctuated by discrete episodes of deformations evolving in
both time and space.
The growth of the prism included both forward propagation
stages characterized by frontal accretion, and out-of-sequence
internal thrusting. In addition to the rheology of the prism, the
prism growth was mostly controlled by two main external
factors: (1) the presence of a thick evaporitic deposit, (2) the
dynamic of the subduction system.

136 MINETTI ET ALII
REFERENCES
CERNOBORI L., HIRN A., MCBRIDE J.H., NICOLICH R.,
PETRONIO L., ROMANELLI M. & the Streamers-Profiles
Working Group (1996) - Crustal image of the Ionian basin
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DE VOOGD B., TRUFFERT C., CHAMOT-ROOKE N., HUCHON P.,
LALLEMANT S., & LE PICHON X. (1992) - Twoship deep
seismic soundings in the basins of the Eastern
Mediterranean Sea (Pasiphae cruise), Geophys. J. Int., 109,
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FACCENNA C., FUNICIELLO F., GIARDINI D. & P. LUCENTE
(2001) - Episodic back-arc extension during restricted
mantle convection in the Central Mediterranean. Earth and
Planetary Science Letters, 187, 105-116.
FINETTI I. & MORELLI C. (1973) - Geophysical exploration of
the Mediterranean Sea. Boll. Geof. Teor. Appl., 15, 263–
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PIROMALLO C. & MORELLI A. (2003) - P wave tomography of
the mantle under the Alpine Mediterranean area. J.
Geophys. Res., 108, 2065, doi:10.1029/2002JB001757.
ROSSI S. & SARTORI R. (1981) - A seismic reflection study of
the external Calabrian Arc in the northern Ionian Sea
(eastern Mediterranean). Mar. Geophys. Res., 4, 403 – 426.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 137-138
ABSTRACT
New data on the Variscan cycle in Calabria
In Calabria (South Italy) the middle-late Ordovician extensional (or
transtensional) tectonics played a crucial role during the Variscan cycle. They
were accompanied by effusion of submarine acidic-to- basic magmatics and
deposition of thick terrigenous flysch–like, trough-filling successions. The
lacking of true Variscan ophiolites suggests a period of crustal thinning,
culminating in the formation of abortive rift.
The weakness in the crust was reactivated during the Variscan orogenesis,
thus becoming site of intracontinental shear zone. Therefore, the Variscan
chain developed in ensialic conditions, involving continental crust only.
The recent field data indicate the chain formed by two main tectonic
phases.
The first phase produced westward-verging, km-sized isoclinal recumbent
folds, accompanied by pervasive schistosity and syn-kinematic westward
increasing (from anchizone to granulite facies) metamorphism.
The second phase produced eastward verging thrusts and open folds.
The Late Carboniferous-to-Permian was characterized by intrusion of
abundant granitoids and by effusion, in narrow fault-bounded depressions, of
subaerial acidic volcanics, accompanied by the deposition of volcanoclastics
around the volcanic edifices.
The acidic-basic middle-late Ordovician magmatics in Calabria
correspond to the “bimodal” magmatics well known in the Variscan Europe.
They have been connected to partial melting of progressively depleted mantle,
progressively upwelling at different depths in intra-continental rifting.
Key words: Calabria, ciclo varisico, magmatiti bimodali,
tettonica ordoviciana.
INTRODUZIONE
Recenti, dettagliati rilevamenti in vaste aree della Calabria
meridionale (Serre e Aspromonte) e nuovi dati ottenuti da DE
GREGORIO et alii 2003 nei Monti Peloritani permettono di
ridiscutere le caratteristiche del ciclo varisico nell’Arco
Calabro-Peloritano.
Esso è riconoscibile se si sottraggono gli effetti delle
successive tettogenesi alpina e appenninica.
I toponimi usati derivano dalle nuove carte topografiche
_________________________
(*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Ferrara
Minzoni Nello, mnz@unife.it
Nuovi dati sul ciclo varisico in Calabria
NELLO MINZONI (*)
dell’IGMI, scala 1:25000: Stilo, Taurianova, Gioiosa Ionica,
Locri, Platì, San Luca, Bianco, Bova
IL CICLO VARISICO
Il ciclo varisico è iniziato nel Cambriano inferiore con la
sedimentazione di una successione epicontinentale
essenzialmente terrigena, formatasi per erosione di un
basamento pre-Cambriano, costituito da granitoidi e
metamorfiti.
Questa sedimentazione è durata fino all’Ordoviciano
inferiore.
L’Ordoviciano medio-superiore è caratterizzato da
improvvisa, forte tettonica distensiva, accompagnata dalla
sedimentazione di una potente successione terrigena di tipo
torbiditico e dall’effusione di vulcaniti sottomarine, acide e
basiche.
I ben noti scisti neri e calcari caratterizzano il Siluriano e il
Devoniano.
Il Carbonifero è rappresentato da siltiti e lititi, ricche di
fossili vegetali.
La catena varisica si è formata per l’attività di due fasi
principali.
La prima fase ha formato pieghe isoclinali di ogni
dimensione, rovesciate verso i quadranti occidentali Esse sono
accompagnate da scistosità pervasiva e metamorfismo
sincinematico. Il metamorfismo cresce da Est verso Ovest,
passando dall’Anchizona alla facies granulitica. Pieghe
isoclinali di dimensioni chilometriche sono tuttora riconoscibili
(nonostante l’intensa tettonica alpina e appenninica) nelle
seguenti aree: a Ovest del paese di Platì; nel fianco destro della
fiumara Bonamico (a Ovest del paese di San Luca); nella
fiumara Laverde-monte Orgaro -monte Jofri (a Ovest del paese
di Samo). Trattandosi di aree orientali, il metamorfismo
varisico è in gran parte nella facies degli scisti verdi.
La seconda fase ha realizzato pieghe di dimensioni anche
chilometriche, di direzione assiale Nord 60-70 Est. Si tratta di
strutture aperte, prive per lo più di scistosità pervasiva e
metamorfismo, che piegano la scistosità nata sub-orizzontale
con la prima fase. Queste pieghe sono ben espresse: nella
seguenti aree: a Nord della città di Stilo; a Monte Bruverello (a
NW del paese di Canolo); a NW del paese di Antonimina;
nella fiumara Bonamico In queste aree, le pieghe sono “a
ginocchio” e sono vergenti verso i quadranti orientali.

138 MINZONI
Il ciclo varisico si è concluso con l’intrusione di abbondanti
granitoidi e l’effusione, in aree limitate da faglie normali, di
vulcaniti: vulcanoclastiti si sono formate nell’intorno degli
edifici vulcanici.
DISCUSSIONE
Le strutture di prima fase varisica possono essere messe in
relazione con una subduzione attiva in aree occidentali, con
immersione verso Est. La subduzione è stata accompagnata
dalla formazione delle pieghe isoclinali metamorfiche Ovestvergenti.
Verso Ovest si è accumulata una quantità di crosta
sempre maggiore; coerentemente, verso Ovest cresce anche il
metamorfismo. Le metamorfiti di maggior grado caratterizzano
le aree centro- occidentali della Calabria e le aree settentrionali
dei Peloritani. Esse rappresentano la parte di crosta più
profondamente subdotta. Si tratta delle netamorfiti delle attuali
Unità alpine di Polia—Copanelllo e della parte più occidentale
delle Unità dell’Aspromonte e di Stilo in Calabria e dell’U.
dell’Aspromonte nei Peloritani. Verso Est (in Calabria) e verso
Sud (nei Peloritani) le metamorfiti sono di grado via via
minore, fino all’anchizona.
Le Unità tettoniche di Castagna e di Bagni, affioranti nella
parte più occidentale della Calabria settentrionale, cartterizzate
d metmorfiti varisiche di medio-basso grado costituiscono un
problema a parte (in elaborazione). Esse infatti sono
accavallate con vergenza occidentale dalle metamorfiti di alto
grado
La mancanza di sicure ofioliti paleozoiche indica che la
catena varisica si è formata in condizioni interamente
ensialiche, con coinvolgimento di sola crosta continentale.
Le strutture della seconda fase in Calabria potrebbero
essere in relazione col sollevamento isostatico della catena
varisica, ispessita dalla prima fase; con ascesa delle rocce più
profondamente subdotte e più metamorfiche. E’ poi seguito il
collasso gravitativo, con intrusione dei granittoidi ed effusione,
in ristretti grabens , delle vulcaniti tardo-paleozoiche.
CONCLUSIONI
Come nei Monti Peloritani (DE GREGORIO et alii, 2003)
anche in Calabria la tettonica varisica è stata sottovalutata
rispetto a quella alpina e/o appenninica. Le strutture sia della
prima che della seconda fase sono sicuramente attribuibili alla
tettogenesi varisica. I rapporti cronologici e spazio-temporali
sono chiari; infatti, le pieghe di seconda fase deformano la
scistosità di piano assiale delle pieghe di prima fase e sono
intruse dai granitoidi tardo varisici o sigillate dalle vulcaniti
tardo-paleozoiche.
Secondo BONARDI et alii, 2008, il contatto tettonico di
direzione Nord 70 Est fra l’U. di Polia–Copanello e l’ U. di
Stilo nella Calabria meridionale separa due diversi terranes fra
loro amalgamatisi durante la costruzione della catena
appenninica. Si può ipotizzare che l’U. di Polia–Copanello
rappresenti la parte di crosta più profondamente subdotta dalla
prima fase varisica. Essa si sarebbe poi stata messa in contatto
tettonico sull’ U. Di Stilo con vergenza orientale, dalla
seconda fase varisica. L’assetto strutturale attuale è opera della
tettogenesi alpina. Questa ipotesi è confortata dalla presenza,
in aree più orientali, delle grandi pieghe a ginocchio; esse
hanno la stessa direzione del contatto fra i due supposti terranes
e vergenza verso Est.
Come in altri segmenti varisici europei e circummediterranei,
anche in Calabria l’Ordoviciano medio-superiore
rappresenta un periodo cruciale nel quadro evolutivo del ciclo
varisico. Infatti, il lento regime distensivo, durato per tutto il
Cambriano-Ordoviciano inferiore, con sedimentazione ovunque
di successioni epicontinentali, è drasticamente mutato durante
l’Ordoviciano medio–superiore. Questo periodo di tempo,
infatti, è caratterizzato da rapido sviluppo di forte tettonica
distensiva (o trastensiva), accompagnata da intenso
magmatismo e deposizione di successioni torbiditiche in bacini
profondi. E’ possibile che le zone dove si sono messe in posto
le magmatiti e dove si sono sedimentate le successioni
torbiditiche, rappresentino le aree dove la distensione
ordoviciana si è effettuata col massimo di efficacia;
determinando la formazione di zone a crosta assottigliata, in
corrispondenza delle quali si sono poi realizzati i processi
subduttivi, con sviluppo di una catena in condizioni
interamente ensialiche.
In questo quadro, le magmatiti ordoviciane non possono
costituire, nonostante il loro chimismo, un arco magmatico
(come ipotizzato da vari autori) legato a processi subduttivi di
litosfera oceanica. Esse vanno connesse alla tettonica
distensiva, in grado di causare assottigliamenti della crosta
continentale e rifting.
Le magmatiti ordoviciane corrispondono quindi a quelle
“bimodali”, note da tempo nell’Europa varisica.
Recentemente, (BRIAND et alii, 2002), hanno legato, nel
massiccio dei Mauri, la bimodalità magmatica a parziale
fusione di un mantello, progressivamente impoverito, a
differenti profondità della crosta continentale soggetta ad
assottigliamento.
REFERENCES
BONARDI G. et alii, (2008) - Boll.Soc Geol.It, 127 (2) 173-190.
BRIAND B. et alii, (2002) - Geol. Magazine, 139, 291-311.
DE GREGORIO S. et alii (2003) - Earth Science, 92, 852- 872
Si ringrazia i geologi calabresi A. Pisciuneri e A. Stamile per la
collaborazione

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 139-141, 3 ff.
Involvement of pore fluids in frictional melting from stable isotopes
study of pseudotachylytes
RIASSUNTO
Coinvolgimento di fluidi di poro in faglie sismiche dallo studio isotopico
in pseudotachiliti
Le pseudotachiliti sono fusi di frizione che si formano durante lo
scivolamento sismico e che si solidificano in tempi brevi, nell’ordine di minuti
o secondi dopo un terremoto. Lo scopo di questo lavoro è investigare la
presenza di fluidi acquosi durante lo scivolamento frizionale attraverso la
misura del rapporto deuterio/idrogeno (D) in pseudotachiliti naturali ed
artificiali, e il confronto con il D dei rispettivi incassanti.
Le pseudotachiliti naturali provengono da faglie paleosismiche esumate
nel Massiccio dell’Adamello (Alpi Meridionali), che erano attive circa 30 Ma
a 9-11 km di profondità e a 250-300°C; le pseudotachiliti si formano per
fusione di tonalite, dove l’unica fase idrata è biotite, e cataclasite, in cui le fasi
idrate sono epidoto e clorite. I valori del D sono compresi tra -73 ±2‰ per la
biotite in tonalite, e 64 ±4‰ per la cataclasite (bulk, epidoto+clorite). Le
pseudotachiliti artificiali sono state prodotte in esperimenti di frizione che
simulano condizioni sismiche (fino a 1.28 m s -1 e con applicazione di sforzi
normali fino a 20MPa), in condizioni anidre. L’unica fonte di acqua nel fuso è
la deidratazione dei minerali idrati delle rocce di partenza. Il D delle
pseudotachiliti artificiali varia da -75 ±1‰ per campioni prodotti da tonalite
(cioè indistinguibile da quello della biotite in tonalite), a -83 ±2‰ per
campioni prodotti da cataclasite. Le pseudotachiliti naturali hanno D
compreso tra -103.6 e -83.4‰, indipendente dal tipo di incassante.
Nelle pseudotachiliti artificiali in cataclasite, lo shift negativo è imputabile
a frazionamento durante la fusione parziale dell’epidoto (temperatura di
fusione 1050°C), confermata da evidenze microstrutturali; in pseudotachiliti
artificiali in tonalite, la fusione totale della biotite (temperatura di fusione
650°C) annulla l’effetto di frazionamento.
Nelle pseudotachiliti naturali analisi microstrutturali (FE-SEM) e
mineralogiche (XRPD) scartano l’ipotesi di alterazione tardiva (i.e.,
weathering). Il comune shift negativo del D può essere quindi dovuto a (i)
coinvolgimento durante il terremoto di fluidi di poro a basso rapporto
isotopico, oppure a (ii) idratazione della matrice vetrosa durante processi di
devetrificazione coevi con gli eventi sismici.
Key words: Adamello, pore fluids, stable isotopes,
pseudotachylytes, seismic faulting.
_________________________
SILVIA MITTEMPERGHER (*), LUIGI DALLAI (**), GIULIO DI TORO (*, °) & GIORGIO PENNACCHIONI (*)
(*) Dipartimento di Geoscienze, Università degli Studi di Padova, via Giotto
1, 35137 Padova (Italy)
(**) Istituto di Geoscienze e Georisorse, CNR, via G. Moruzzi 1, 56124 Pisa
(Italy)
(°) Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, via di Vigna Murata 605,
00143 Roma (Italy)
Lavoro eseguito con il contributo finanziario della Fondazione CARITRO
(Trento), della Fondazione CARIPARO (Padova) e del Progetto European
Research Council Starting Grant USEMS.
INTRODUCTION
Pseudotachylytes are frictional melts produced during
seismic slip and solidified in short time (seconds to minutes)
after an earthquake (DI TORO et al., 2008 for a review). We
investigated the presence and role of hydrous fluids during
seismic faulting by measuring the Deuterium/Hydrogen (D/H)
ratios (D) in natural and artificial pseudotachylytes and in
their host rocks.
METHODS AND RESULTS
Pseudotachylyte samples have been collected in a fault zone
crosscutting the Adamello tonalitic batholith (Italian Southern
Fig. 1 – Geological setting of the Adamello batholith and location of the
sampling area.
Fig. 1 – Inquadramento geologico del Batolite dll’Adamello e punto di
campionamento.
Alps) (Fig. 1). From microstructural and mineralogical
evidences, it has been inferred that seismic faulting occurred at
9-11 km depth and 250-300°C (DI TORO & PENNACCHIONI,
2004; 2005). Pseudotachylytes are hosted in tonalite, where the
only hydrated phase is biotite and cataclasites, where the
hydrated minerals are epidote and minor chlorite (Fig. 2a). The

140 MITTEMPERGHER ET ALII
Fig. 2 – Natural and artificial pseudotachylytes. a. Field photograph of pseudotachylyte fault (FV) and injection veins (IV), intruding tonalite and cataclasite
(CC). b. SEM image of a natural pseudotachylyte, with clasts of plagioclase and quartz floating in a microcrystalline matrix. c. FE_SEM image of the inner
layer of a natural pseudotachylyte, with spherulitic aggregates floating in a cryptocrystalline matrix. d. Tonalite sample after a high velocity shear experiment.
e. Cataclasite sample after an high velocity shear experiment; in both cases, the cylinders are welded by a thin pseudotachylyte layer (arrows). f. SEM
micrograph of the experimental pseudotachylyte in tonalite; note the embayment (arrow) in the biotite grain. g. SEM micrograph of the experimental
pseudotachylyte in cataclasite; note the porosity in the epidote grains near the contact with the pseudotachylyte layer.
Fig. 2 – Pseudotachiliti naturali ed artificiali. a. Foto di campagna di una vena di pseudotachilite (fault vein, FV) con vene di iniezione (IV), che intrude
tonalite e cataclasite (CC). b. Immagine SEM di pseudotachilite naturale, con clasti di quarzo e plagioclasio sostenuti da una matrice microcristallina. c.
Immagine al FE_SEM del livello centrale di una pseudotachilite naturale, con aggregati sferulitici in matrice criptocristallina. D. Campione di tonalite dopo
un esperimento di scivolamento ad alta velocità. E. Campione di cataclasite dopo un esperimento di scivolamento ad alta velocità; in entrambi i casi, i cilindri
sono saldati da un sottile livello di pseudotachilite (frecce). f. Immagine al SEM di pseudotachilite sperimentale ottenuta da tonalite; notare l’insenatura
(freccia) nel granulo di biotite. G. Immagine al SEM di una pseudotachilite sperimentale in cataclasite; notare la porosità nei granuli di epidoto adiacenti al
contatto con la pseudotachilite.
hydrogen isotopic ratio has been measured by combustion in an
elemental analyzer in continuous flow mode (SHARP et al.,
2001); D values range from -73 ±2‰ for biotite in tonalite to
64 ±4‰ for bulk cataclasite (epidote+chlorite).
Pseudotachylytes are formed by clasts of quartz, plagioclase
and K-feldspar in a matrix composed by a microcrystalline
aggregate of biotite and plagioclase microlites; glass is absent
(Fig. 2b). Many of the analyzed natural pseudotachylytes are
zoned, with an inner layer formed by spherulitic aggregates
floating in a cryptocrystalline devitrified (?) matrix (Fig. 2c).
From X-Ray powder diffraction analyses, the only hydrated
mineral in pseudotachylytes is biotite, and low temperature
secondary minerals are absent.
Natural pseudotachylytes have D values ranging between -
103.6 and -83.4‰, irrespective of wall rock composition
(Fig.3).
Artificial pseudotachylytes were obtained from tonalites and
cataclasites in friction experiments simulating seismic slip
(velocity up to 1.28 ms -1 , normal load up to 20 MPa) under dry
conditions (DI TORO et al., 2006) (Fig. 2d, e). Dehydration of
biotite in tonalite and epidote+chlorite in cataclasite provided
the source for water in experimental pseudotachylytes.
Artificial pseudotachylytes are formed by sub-rounded clasts of
quartz, plagioclase and K-feldspar floating in a glassy matrix;
closely resembling the microstructure of some not zoned
natural pseudotachylytes, except for the natural ones do not
Fig. 3 – Hydrogen isotopic ratios of the analyzed samples plotted versus
their water content.
Fig. 3 – Rapporti isotopici dell’idrogeno dei campioni analizzati, riportati
contro il rispettivo contenuto in acqua.
bear glass (Fig. 2f, g)
The D values of artificial pseudotachylytes range from -75
±1‰ for samples produced from tonalite, to -83 ±2‰ for
samples involving cataclasite.

INVOLVEMENT OF PORE FLUIDS IN FRICTIONAL MELTING FROM STABLE ISOTOPES STUDY OF PSEUDOTACHYLYTES
DISCUSSION AND CONCLUSIONS
In experimental pseudotachylytes, SEM analysis (Fig. 2g)
suggests that the negative D shift of pseudotachylytes
produced from cataclasites resulted from hydrogen
fractionation during partial melting of epidote (melting point
1050°C) in the wall rocks; differently, total melting of biotite
(due to its lower melting temperature of 650°C) allowed
negligible H-isotope fractionation between biotite and
pseudotachylyte.
In natural pseudotachylytes, microstructural and
geochemical observations rule out meteoric alteration of the
pseudotachylyte by isotopically light water; thus, the common
hydrogen isotope signature of -93 ±10‰ may result (i) from
pseudotachylytes being buffered by a low-D pore fluid involved
in frictional melting, or (ii) hydration of the pseudotachylytes
during devitrification processes.
REFERENCES
DI TORO G. & PENNACCHIONI, G. (2005) - Superheated
friction-induced melts in zoned pseudotachylytes within the
Adamello tonalites (Italian Southern Alps). Journal of
Structural Geology, 26, 1783-1801.
DI TORO G. & PENNACCHIONI, G. (2005) - Fault plane
processes and mesoscopic structure of a strong-type
seismogenic fault in tonalites (Adamello batholith,
Southern Alps). Tectonophysics, 402 (1-4), 54-79.
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
DI TORO G., PENNACCHIONI G. & NIELSEN S. (2008) -
Pseudotachylytes and Earthquake Source Mechanics. In:
Eiichi Fukuyama (Ed.) “Fault-zone Properties and
Earthquake Rupture Dynamics”, International Geophysics
Series, Elsevier, submitted.
SHARP Z.D., ATUDOREI V. & DURAKIEVICZ T. (2001) – A rapid
method for determination of hydrogen and oxygen isotope
ratios from water and hydrous minerals. Cem. Geology
178, 197-210.
141

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 142-143, 1 f.
Caratteri strutturali e interazione fluido-roccia in una faglia
normale ad alto angolo nei marmi di Carrara
GIANCARLO MOLLI (*), GIANNI CORTECCI (**), LUCA VASELLI (**) & GIUSEPPE OTTRIA (**)
ABSTRACT
Fault zone structure and fluid-rock interaction of a high angle normal
fault in the Carrara marble (NW Tuscany, Italy)
We studied the geometry, intensity of deformation and fluid-rock interaction of
a high angle normal fault developed in Carrara marble in the Alpi Apuane NW
Tuscany, Italy.
The overall architecture of the structure is formed by a fault core bounded by
two major non-parallel slip surfaces. The fault core, associated with crushed
breccia and cataclasites, asimmetrically grades to the host protolith through a
damage zone only well developed in the footwall block, whereas the transition
to hangingwall is sharply defined by the upper main slip surface.
Faulting was associated with fluid-rock interaction in form of kinematicallyrelated
veining observable in the damage zone and fluid channelling within
fault core where an orange-brownish cataclasite matrix can be observed. A
geochemical and isotopic study including a mathematical model was
performed to enlighten type, role and activity of fluid-rock interactions during
deformation.
The results of our studies suggested that the deformation pattern is mainly
controlled by processes associated with linking-damage zone at a fault tip,
development of fault core, localization and channelling of fluids through it.
Syn-kinematic microstructural modification of calcite microfabric possibly
plays a role in confining fluid percolation.
Key words: Carrara marble, brittle faulting, geochemistry,
cataclasite, calcite microstructures,
INTRODUZIONE
Gli stadi tardivi dell’evoluzione geologica delle Alpi
Apuane sono caratterizzati dallo sviluppo di sistemi di faglie ad
alto angolo (normali e trascorrenti) che accompagnano
l’esumazione finale delle unità metamorfiche esposte nel
gruppo montuoso (CARMIGNANI & KLIGFIELD, 1990; OTTRIA &
MOLLI, 2000; MOLLI, 2008 e bibl.).
Come parte di uno studio in corso in questo contributo
verranno illustrate le caratteristiche strutturali (architettura
generale, meso e microstrutture) di un zona di faglia ad alto
_________________________
(*) Dipartimento di Sicenze della Terra, Via S.Maria 53, 56126 Pisa
gmolli@dst.unipi.it
(**) CNR Istituto di Geoscienze e Georisorse Pisa
Lavoro eseguito nell’ambito del progetto Studio Geologico-Strutturale dei
sistemi di deformazione fragile nei marmi delle Alpi Apuane Azienda ASL
1 di Massa e Carrara
angolo esposta nel bacino marmifero di Fantiscritti (Carrara,
Alpi Apuane occidentali). Lo studio strutturale è stato
accompagnato da quello geochimico allo scopo di vincolare
ruolo, tipo e modalità di interazione fluido-roccia durante lo
sviluppo della struttura analizzata.
L’architettura generale della struttura è formata da un
nucleo (fault core) associato a brecce e cataclasiti che
asimmetricamente passa ad una zona di danneggiamento
(damage zone) ben sviluppata solamente nel footwall della
faglia, mentre la transizione al tetto è nettamente definita
attraverso la superficie di scivolamento principale superiore.
Fig. 1 – Didascalia della figura. (Stile: Didascalie figure)
Fig. 1 – Fig. 1 – Architettura generale con elementi strutturali principali della
faglia normale analizzata (Fantiscritti Carrara). a) Proiezione stereografica
della faglia principale e dei sistemi di fatturazione nella zona di
danneggiamento. b) direzioni principali di deformazione per la faglia,
Fig. 1 –Schematic sketch of the main structural componente of the studied
fault. a) Stereonet of the master fault and fracture sets in the damage zone; b)
Principal direction of deformation for the studied fault.
La deformazione fragile è stata accompagnata da
interazione fluido-roccia evidenziata sia dallo sviluppo di vene
nella zona di danneggiamento, sia da una localizzazione di
circolazione all’interno del nucleo della faglia dove sono
osservabili cataclasiti con una matrice colore arancio/marrone.
Lo studio geochimica ed isotopico, includente un modellazione
matematica, ha permesso di ottenere informazioni sul ruolo, il
tipo e l’attività di interazione fluido-roccia durante la

CARATTERI STRUTTURALI E INTERAZIONE FLUIDO-ROCCIA IN UNA FAGLIA NORMALE AD ALTO ANGOLO NEI MARMI DI CARRARA 143
deformazione.
I risultati del nostro studio suggeriscono che la
deformazione è stata controllata in modo principale dai
processi associati alla crescita della faglia e alla sua
segmentazione e dallo sviluppo del nucleo con localizzazione
della deformazione e incanalamento dei fluidi attraverso esso.
Modificazioni microstrutturali sin-cinematiche della calcite
durante la propagazione della faglia probabilmente giocano un
ruolo chiave nel confinare i fluidi nel footwall della faglia
(MOLLI ET ALII. 2009).
REFERENCES
CARMIGNANI L. & KLIGFIELD R. (1990) – Crustal extension in
the Northern Apennines: The transition from compression
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 144-147, 1 f.
From compression to extension during the Sicily chain building
ABSTRACT
Processi compressivi e distensivi durante la costruzione della catena
siciliana
Kinematics of mountain belts is often very difficult to decipher. Main problems
consist in the linkage between different stages of deformation which define the
chain building, their significance in the context of lithospheric evolution
dominate by plate collision and the interaction with previous structures
recorded in the rocks. Also, the overprinting of structures developing later with
respect to the chain building may further makes complicate the way to unravel
the tectonic evolution of the wedge.
In Sicily belt, located in the Central Mediterranean, the regional pattern and the
tectonic evolution are described using structural analysis of small-scale
structures in selected outcrops. The geometric differences existing between
some types of structures within the belt allow to delineate the timing of
deformations during chain building.
Key words: collisional tectonics, structural pattern, sequence
of deformation, Sicily Chain.
INTRODUCTION
The aim of this paper is to provide constraints to help
unravel the structural evolution of the Sicily chain using
overprinting fabrics and their relationships to larger structures.
The progression of deformation is represented by three
regionally-significant structural stages (layer-parallel
shortening, folding-and-thrusting and extension). The first
stage of deformation includes several sub-stages (layer-parallel
shortening, bed-parallel simple shear and fold nucleation).
Deformation continued in a second stage, where thrusting was
coupled by fold amplification and tightening. Kinematic
evolution is provided by a third stage, where dominantly
negative inversion of previous weakened zones and mechanical
discontinuities occurred, coupled by normal faults activation.
Each stage is defined as a discrete phase of deformation,
characterised by the development of different sets of structures,
such as cleavage, folds, faults and veins. Each deformative step
may be sequentially framed in a kinematic history, where a
_________________________
NIGRO F. (*), SALVAGGIO G. (°), FAVARA R. (*) & RENDA P. (* , °)
(*) Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia-sezione di Palermo, via
Ugo la Malfa 153, 90146, Palermo.
(°) Dipartimento di Geologia e Geodesia dell’Università, via Archirafi 22,
90123, Palermo
continuous process starts with shortening and ends with
extension in a tectonic setting dominated by collisional
tectonics.
SEQUENCE OF DEFORMATIONS
In Sicily, the tectonic units were piled-up in the Oligocene-
Early Miocene (BIANCHI et al., 1987; NIGRO & RENDA, 2000).
Detachments inside the multilayer provide multi-harmonic
folding and blind splays, to form duplex geometries. Ramp-flat
geometries outcrop widely, with moderate spacing of the
sheets. The tectonic units strike differently from west to east.
Map-scale fold trend W-E/NE-SW is perpendicular to the mean
S/SE thrusting direction.
Three main deformation stages have been recognised
(layer-parallel shortening, folding-and-thrusting, low-angle
extension), having regional significance.
1) First stage of deformation: multilayer weakening
sub-stage A: layer-parallel shortening
The first stage of deformation is represented by beddingnormal
pressure solution cleavage and bedding-parallel shearrelated
vein and fractures.
The cleavage geometry changes from planar to sutured. The
spacing of cleavage domain ranges from millimetres to
centimetres, depending from the mechanical behaviours of the
lithologies. Closely spaced cleavage is mostly recorded in the
Cretaceous-Paleogene pelagic marls: spaced cleavage is
recorded in the Upper Triassic-Lower Jurassic limestones.
Pressure solution was accommodated by wedge faults,
recorded in the carbonate strata of the interbedded pelagic
successions of Jurassic age. Intersection lineation of wedge
faults is sub-parallel to the bedding-cleavage intersection
lineation.
sub-stage B: bed-parallel simple shear
Deformation a stage 1A evolves toward a process of layerparallel
shear. En-échelon gash vein sets and shear fractures are
the main structures representing shear. Conjugate veins
consistently strike parallel to cleavage and the traces of the
obtuse bisectors of this sets are parallel to bedding and normal
to LPS cleavage-bedding intersection lineation.

FROM COMPRESSION TO EXTENSION DURING THE SICILY CHAIN BUILDING
Mutually, gash veins and LPS cleavage cross-cut.
The gash veins evolve to discrete shear planes near the bed
separations, especially within the pelagic successions of
Cretaceous age. Locally, intraformational duplexes of 1 cm-to-
1 m in scale have been observed.
Small-scale floor-thrusts, roof-thrusts and reverse ramps
displace and strike parallel with the LPS cleavage and then
post-date the LPS episode. Master roof and floor faults
represent detachment within the multilayer. Slickenfibres and
striae on bed surfaces are common, cross-cutting the gash
veins.
The overprinting of the small-scale detachments on the LPS
fabric suggests an evolution of the deformation from pure
compression to shortening under non-zero simple shear.
Bedding-parallel shear zones have been observed especially
in the Mesozoic marly pelagic horizons.
The shear zones are characterised by two sets of surfaces.
The first coincides with the bed surfaces and/or are parallel
with bedding. Calcite fibres on bed surfaces allow us to
reconstruct an overall forelandwards migration. The second
ones form an evident cleavage, having high-angles with respect
to the beds and to the shear veins. The cleavage bends are
consistent with the direction of movements suggested by the
slickenfibres on bed surfaces. S-C fabric overprints small-scale
folds, suggesting continuous evolution from stage 1C to 2.
Outcrop-scale main detachments have been localised at the
base and on the top of the carbonate platform strata, at the base
of the pelagic successions and of the syn-collisional deposits.
sub-stage C: fold nucleation
In the less competent lithologic units, between the layerparallel
shear bends small-scale folds have been observed. LPS
pressure-solution cleavage is in places overprinted by cleavage
domains related with folding.
Geometric relationships between folding-related cleavage
and bedding is represented by high-angles near the second- and
third-order fold hinges and low-angles in the fold limbs.
Refraction phenomena have been also observed.
The second cleavage generation produced pencil
morphology, in the limbs of outcrop-scale folds. It consistently
strikes sub-parallel with respect to the LPS cleavage.
Flexural slip folding was easily developed, re-utilising
weakened sheared interbed of stage 1B. Minor thrusts
accompanied disharmonic folding, allow duplex generation at
different lithologic levels. 10-to-100 metres in scale duplexing
contributed to fold nucleation.
2) Second stage of deformation: wedge thickening
Minor structures of the first stage of deformation, such as
detachments, reverse faults and intraformational duplex,
suffered folding. Folded detachments and duplex form firstorder
folds, such as ramp anticlines. Second- and third-order
folds probably tightened and amplificated, to form drag folds
related to the first-order thrust-related folds.
Amplification and tightening of second- and third-order
folds under flexural-slip domain was widely accompanied by
145
collapse of fold hinges. In the fold culminations, extension
fabrics, such as fibrous calcite veins, have been observed. The
extension veins are orthogonal with respect to the fold-axis and
exhibit radial trend from the core toward the outer arc of folds.
This fold generation are well recorded both in the pelagic
successions and in the carbonate platform strata. Mesoscopic
folds are generally upright, close, with associated axial-plane
cleavage and boudinage. Fold axes are generally subhorizontal.
Their profile geometry is mostly concentric and
ranges from angular to curvilinear. Folds of wavelength up to 1
km are asymmetric. The upright limbs shallowly dip toward the
hinterland and the foreland-dipping limbs are more steeply.
Second- and third-order folds related to the first stage of
deformation are cross-cut by later generation of reverse faults,
some of these related to the flexural-slip deformation.
Reverse faults produced displacements ranging from
centimetres to kilometres. Faults crosses carbonate platform
strata with high angles (between 35° and 50°). Within the
pelagic strata, the cut-off angles are very different due to the
previous folding episode. Striae and slickenfibres indicate
hangingwall transport direction south- and southeastward in
Western Sicily and southwestward in North-eastern Sicily.
Outcrop-scale thrusts often define linked thrust systems,
which planes flattened along the shear bends of stage 1B.
Back-thrusts are not common. First-order fold tightening was
accompanied by new generation of conjugate gash veins,
overprinting the minor folds of stage 1C.
The second gash veins generation have different geometric
relationships with bedding. The surface envelopment of the
vein sets exhibits high-angle with respect to the bedding in the
fold limbs, progressively becoming sub-parallel to bedding in
the hinges. Also, its strike is parallel with the axial plane
cleavage. Overprinting relationships suggest that fold
tightening, thrusting and related first-order fold nucleation,
such as ramp anticlines, developed under non-zero shear.
Map-scale thrust, defines tectonic units, which in turn have
large spacing, and splays. Ramp-flat geometries at this scale of
observation may be recognised. Near the thrust surfaces, the
penetrative shearing fabric consists of S-C structures, north-tonorthwestern
dipping in Western Sicily and northeastern
dipping in the Peloritani range.
The S-C angle is lower near the thrust surfaces than in the
shear bends related to the stage of deformation 1B, suggesting
increase of deformation during thrusting of previous bends,
inducing a progressive rotation of S-surfaces.
S-C lineation intersection strikes parallel with respect to the
reverse faults in Northern Sicily. Along the Western border of
the Caltanissetta Basin, geometric relationships between faults,
S-C structures, folds and gash vein sets differ, suggesting that
transpression dominated shortening.
Pervasive fabric has been recognised near the main thrust
faults, consisting in several metres thick cataclastic breccias.

146 NIGRO F. ET ALII
Fig. 1 – main structural features in the Sicily Chain (A). kinematic development of folds and related thrust (B) and simplified cross section of a submarine
thrust wedge, with the parameters required for its critical taper calculation and failure effects of wedge taper increasing due to thickening in terms of thinning
for negative inversion (C).
The lacking of hangingwall large overlapping outside the
ramp anticline is coupled by ramp linkage with detachments
occurred during the stage 1B, suggesting that fault-bend
folding may be the dominant deformative process during this
stage of deformation. Pre-existence of detachments, their
linkage with thrust ramps suggest fault-bend folding for thrust
nucleation.
Outside the ramp anticlines, thrusts are not always
emergent. More frequently, the ramp anticlines are asymmetric,
with the forelimb more steeply than the backlimb. Overturned
strata are in places present at the base of the forelimbs.
3) Third stage of deformation: thrust stack modification
Folded-and-faulted strata experienced extension. The
overprinted normal faults activity has resulted in a distributed
fragile thinning of the previous thrust stack.
The common structures associated to this stage of
deformation are normal faults. From 1 cm-to-100s m in scale
normal faults have been observed. Listric ramp and flat
geometries are dominant. Normal faults overprint folds and
shear bends. Ramps are generally less extended than flats.
Ramps cross-cut the bedding at various angles, generally
dip 50°-70° and affect the backlimb of first-order folds.
Extensional ramps often form fans dip synthetically with
respect to the thrust faults. Flats dominantly detach the beds
and re-utilised previous thrust faults and the shear bends of the
stage 2 though their negative inversion. Roll-over anticlines
have been observed, often in the ramp anticlines backlimbs.
The hangingwalls are cut by joints, conjugate fractures and
small, dominantly planar, normal faults. Locally, in the
hangingwall, extensional ramps have been offset by bedparallel
movements along the less-competent beds forming the
outer tectonic units outcropping in Western Sicily.
Simple bedding-plane slip is not the only way in which
bed-parallel shear was accommodated during extension. Lowangle
faults sub-parallel to bedding also affected the bedding.
These low-angle slip planes act as displacement transfers from
one easy slip horizon to another, accommodating flexural
shear. Synthetic and antithetic normal faults also allow bed
parallel shear, which results in bed thinning, bed length

FROM COMPRESSION TO EXTENSION DURING THE SICILY CHAIN BUILDING
extension and bed rotation. The main extensional detachments
are located at the base of the Mesozoic carbonates, the
Cretaceous deposits and the Oligo-Miocene foredeep deposits.
Passive block rotation and repeated faulting during increase
of extension are suggested by lozenge geometries, formed
under high stretching rate. Rolling due to shear extension is in
places coupled by localised cleavage development.
Shear bends developed during stages 1B and 2 and smallscale
roof-floor thrusts related to duplexing were in places
inverted during extension.
Meso-scale normal faults are represented by two or more
variously dipping systems. Typically, the steeper extensional
faults displace the low-angle system. Both systems of mesoscale
faults appear to have been tilted by steeply dipping
normal faults, more and more frequent from the Palermo-
Madonie Mts. towards the Tyrrhenian coast, suggesting a
faulting evolution characterised by fault-block rotation during
extension.
Several metres thick of cataclastic bends are present at the
base of the Mesozoic carbonates. Cataclasite consists of
cemented breccias, with coarse-to-medium-grained size clasts.
Extensional ramps consistently strike from W-E in Western
Sicily and swing in a NW-SE direction eastwards. Kinematic
indicators on the exposed fault planes indicate movement subparallel
to the dip, without strike-slip component. Locally, two
calcite fibres are superposed on the extensional ramps.
The earlier kinematic indicators have low-angles pitches,
suggesting reactivation under strike-slip conditions. Near the
re-activated normal faults, the cataclastic breccias show brittle
deformations, as high-angle small faults. The activity of the
extensional detachments determined in places the mechanical
contacts of the hangingwall flats over the footwall flats, with
elision of lithostratigraphic units.
REGIONAL-SCALE TIMING OF CHAIN BUILDING
The outcrop-scale contractional structures are not uniformly
distributed throughout the deformed multilayer, both laterally
and laterally. The non-uniform horizontal distribution of the
structures from the hinterland to the foreland is consistently
with the strain partitioning rate, decreasing in pervasive
characters forelandwards. In fact, overprinting relationships of
outcrop-scale structures are well developed in the inner
tectonic units than in the outer, as well as the amount of
displacement. Otherwise, its vertical non-uniform distribution
may reflects the controls by mechanical behaviours anisotropy
of the multilayer.
Since the Oligocene onwards, the Sicily chain built. It was
characterized by a thrust front-foredeep system migrating
forelandwards and progressively incorporating syn-orogenic
deposits. Collisional tectonics is represented by a thrust stack
emplaced onto a gently chain-dipping leading edge of the
foreland, underplated below the basal detachment horizon as a
passive footwall.
Map-scale compressional tectonics is represented by a set
of thrust sheets, characterized by frontal ramp anticlines, and
splays. The general trending of axial surfaces indicates an
147
Africa vergence of the structures. The vergence of minor folds
is generally consistent with that of the main folds.
Thrusts dip towards NW in Western Sicily, towards the
north in the middle part of Northern Sicily and towards NE in
North-eastern Sicily. In the Palermo Mts., the chain units
largely overthrust on the deformed external shallow substrate
through a very low angle flat (CATALANO et al., 2000). Thrust
step-up geometries are characterized by a few degrees of
plunge. Forelandwards, the chain units link along a sole thrust
and show a more highly thrust step-up angles of reverse faults.
The deformed foreland is affected by an emergent reverse fault
system in Southwestern Sicily, where thrust step-up geometries
are characterized by the very high values of plunge. From
magnetic data we estimate that the regional monocline gently
plunges towards the hinterland by about 4 degrees.
The tectonic units of North-eastern Sicily were piled-up
during Late Oligocene-Early Miocene. Progressive foreland
migration occurred for the Sicilian Maghrebides later, carrying
piggy-back basins and incorporating foredeep deposits (NIGRO
& RENDA, 2000). The tectonic units of the Maghrebian range
incorporated Upper Langhian-Lower Tortonian syn-tectonic
deposits in North-western Sicily. Southward, the tectonic units
incorporated Upper Tortonian syn-tectonic deposits, which
become progressively younger towards the Southern Sicily.
The compressional-deformed foreland plate of Western
Sicily is affected by high-angle faults both onland and in the
off-shore of Southern Sicily, where Plio-Pleistocene sequences
are involved in the deformation.
Extensional tectonics is mostly represented by low-angle
detachment systems innerward chain dipping, which have
backslided the tectonic units (GIUNTA et al., 2000). The
common fault linkage of the normal fault ramp segments with
the contractional shears and thrust suggest that the negative
inversion of the tectonic units was the dominant process of the
extensional kinematics, allowing stretching and chain thinning.
Normal faults may be recognised at different scales, from 1 m
to several kilometers. The main ramp segments determinate the
outcropping fault steps which segmented the thrust stack and
allowed the lowering of the belt towards the Tyrrhenian Sea.
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 148-152, 2 ff.
Evoluzione tettonica mesozoico-terziaria della Sicilia centrosettentrionale
NIGRO F. (*), SALVAGGIO G. (°), FAVARA R. (*), & RENDA P. (* , °)
ABSTRACT
Mesosozoic-to-Tertiary tectonic evolution of the North-Central Sicily
Sicily owes its complex geological structure to a switch in tectonic regime
from the Mesozoic to the Tertiary. A set of tectonic units outcrops in the
northern portion of the island that originated during the Tertiary at the expense
of paleogeographic domains of the African Mesozoic continental margin. The
pre-orogenic successions show different types of deformation (extensional and
transcurrent) related to the Jurassic paleotectonic evolution of the southern
Neotethys margin. The history of the tectonic inversion of the Neotethys shear
zone is recorded in the Cretaceous strata. Extension occurred during late
Cretaceous and may be compatible with the tensile stress field related to the
Sicilide basin opening. The Neogene deformations are linked to collisional
processes and are mostly represented by thrusts and folds. Since the late
Miocene onwards, the formation of the Tyrrhenian basin has driven the recent
tectonic evolution of Northern Sicily. Its basin formation was realised through
extension, followed by transcurrent tectonics along its southern margin.
parole chiave: cronologia delle deformazioni mesozoicoterziarie,
Sicilia centro-settentrionale.
INTRODUZIONE
La cronologia delle deformazioni registrate nelle
successioni sedimentarie affioranti in Sicilia settentrionale può
essere ricostruita con l’analisi strutturale delle diverse
popolazioni di faglie e delle loro reciproche relazioni di
sovraimposizione.
La ripetuta sovrapposizione di strutture tettoniche, che si
realizza a partire dal Mesozoico fino al Pleistocene, è di
difficile comprensione in quanto esse esprimono sia i processi
deformativi pre-orogenici mesozoici che quelli collisionali del
Terziario sup. e neotettonici.
Ci si propone così di descrivere l’attuale assetto strutturale
raggiunto dalle Maghrebidi siciliane al fine di ricostriure la
cronologia e la tipologia delle deformazioni che si sono
susseguite dal Mesozoico fino ai tempi recenti in Sicilia centrosettentrionale.
L’evoluzione geologica di questo settore di catena appare
scandita da almeno sette eventi deformativi che, a partire dai
più antichi, sono espressi da:
1) faglie estensionali/trascorrenti (Trias sup.-Giurassico), che
possono rappresentare le fasi di rifting della placca africana
e l’evoluzione del suo margine passivo settentrionale;
2) faglie estensionali (pre-Paleogene), che possono
_________________________
(*) Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia-sezione di Palermo, via
Ugo la Malfa 153, 90146, Palermo.
(°) Dipartimento di Geologia e Geodesia dell’Università, via Archirafi 22,
90123, Palermo
rappresentare lo stadio tardivo dell’inversione cinematica
tetidea, e che in Sicilia coincide con l’apertura del Bacino
Sicilide;
3) pieghe e sovrascorrimenti (Miocene), espressione della
deformazione collisionale dell’antico margine passivo, alle
quali si associano deformazioni estensionali sin-collisionali;
4) faglie estensionali sin-collisionali (Miocene inf.), connesse
con la cinematica di formazione delle pieghe e
sovrascorrimenti;
5) faglie estensionali listriche (Miocene sup.), probabilmente
connesse con l’avvenuto inequilibrio meccanico della
catena in via di formazione;
6) faglie inverse e sovrascorrimenti fuori sequenza (post-
Pliocene inf.), probabilmente connesse con il ripristino delle
condizioni di equilibrio meccanico del cuneo collisionale
7) faglie a predominante carattere trascorrente (Plio-
Pleistocene), connesse con lo sviluppo del margine tirrenico
meridionale.
ASSETTO GEOLOGICO-STRUTTURALE GENERALE
L’edificio tettonico siciliano rappresenta un segmento della
catena appenninico-maghrebide (SCANDONE et al., 1974;
Fig. 1 - schema strutturale della Sicilia.

DEFORMAZIONI MESOZOICO-TERZIARIE IN SICILIA CENTRO-SETTENTRIONALE
CATALANO & D’ARGENIO, 1982). Le unità della catena
affiorano in Sicilia settentrionale, mentre nella Sicilia centroorientale
e meridionale affiorano estesamente i depositi di
avanfossa deformata miocenico-quaternari. Infine, in Sicilia
occidentale e sud-orientale affiorano porzioni di avampaese che
registrano rispettivamente blande deformazioni contrazionali ed
estensionali (Fig. 1).
Le deformazioni pre-orogeniche sono prevalentemente
riconoscibili entro le successioni di piattaforma carbonatica e
pelagiche affioranti in Sicilia (NIGRO & RENDA, 2002-2005).
Le deformazioni collisionali, con le quali si sono messe in
posto le unità della catena avviene, a partire dall’Oligocene e
prosegue per tutto il Miocene fino al Pleistocene inf.,
coinvolgendo anche le successioni plio-pleistoceniche
d’avanfossa (NIGRO & RENDA, 2000). Le unità della catena
affiorano con una polarità che vede le porzioni
geometricamente più profonde in Sicilia occidentale e quelle
più elevate in Sicilia nord-orientale. Durante la costruzione
della catena si sono attivate, contemporaneamente alle strutture
contrazionali nei settori frontali, sistemi di faglie dirette a basso
angolo nei settori geometricamente più elevati del prisma
tetonico. I processi di estensione si susseguono a partire dal
Miocene sup. e si alternano alla dinamica contrazionale, così
come evidenziato dalla progressione delle deformazioni
registrata dalle unità della catena (NIGRO & RENDA, 2001).
L’assottigliamento della catena in via di costruzione
avviene soprattutto attraverso il riutilizzo di precedenti
superfici di scorrimento contrazionali. L’inversione negativa di
queste superfici determina un assottigliamento crostale che
potrebbe essere alla base dei meccanismi embrionali di apertura
del bacino tirrenico meridionale (GIUNTA et al., 2000a), che
evolvono ad un zona di taglio destro crostale durante il Plio-
Pleistocene (GIUNTA et al., 2000b; RENDA et al., 2000).
QUADRO TETTONICO E LITOSTRATIGRAFICO
LOCALE
In Sicilia centro-settentrionale (Monti Nebrodi e Madonie)
affiorano sia le successioni carbonatiche deformate mesozoiche
di piattaforma carbonatica Panormide e di bacino pelagico
Imerese-Sicano e Sicilide che quelle neogeniche dell’avanfossa
numidica. Le unità tettoniche sono state messe in posto secondo
una progressione delle deformazioni che è proceduta dai settori
più interni verso quelli esterni. In particolare, a partire dalle
unità tettoniche geometricamente più profonde, affiorano:
DOMINIO PANORMIDE
- dolomie e calcari dolomitici (Trias sup.-Lias);
- calcilutiti, calcari marnosi e marne (Cretaceo sup.-
Eocene);
FLYSCH NUMIDICO (TRE MEMBRI)
- argille con intercalazioni di quarzareniti e calcari marnosi
(Flysch Numidico “Unità di Nicosia”, Dominio Sicilide,
Oligocene sup.- Miocene inf.);
- argille con intercalazioni di livelli arenacei e quarzarenitici
e megabrecce carbonatiche (“Flysch di Portella
Mandarini”, Dominio Panormide, Oligocene sup.-
Miocene inf.);
149
- argille brune e livelli arenitici con intercalazioni di banchi
quarzarenitici (“Flysch Numidico S.S.”, Dominio Imerese,
Oligocene sup.-Miocene inf.).
DOMINIO SICILIDE
- argille e argille marnose (Flysch di Monte Soro,
Cretaceo);
- argille (Argille Varicolori, Cretaceo sup.-Oligocene inf.);
- calcari marnosi, marne e argille marnose (Fm. Polizzi,
Eocene);
- arenarie tufitiche e marne (“Tufiti di Tusa”, Oligocene
sup.-Miocene inf.);
DEPOSITI TARDOROGENI
- arenarie con intercalazioni di argille marnose (Flysch di
Reitano, Burdigaliano-Serravalliano);
- calcareniti e calciruditi (“Calcareniti di Rocca D’Armi”,
Burdigaliano Superiore-Serravalliano);
- Conglomerati poligenici (“Conglomerati di Caronia”,
Burdigaliano sup.-Tortoniano inf.);
- calcareniti, arenarie bioclastiche e bioliti algali (“Arenarie
di Gangi” e “Calcareniti di Rocca Mercadante”,
Langhiano-Serravalliano);
- argille con intercalazioni di sabbie e conglomerati
poligenici (Fm. Castellana, Serravalliano-Tortoniano);
- argille, sabbie e conglomerati (Fm. Terravecchia,
Tortoniano-Messiniano inf.);
- calcari organogeni e bioclastici (Fm. Baucina,
Messiniano);
- calcari e calcari dolomitici, gessi e gessareniti (Serie
Gessoso-Solfifera, Messiniano sup.);
- conglomerati poligenici (Messiniano sup.);
- calcari marnosi (“Trubi”, Pliocene inf.).
QUADRO STRUTTURALE
L’analisi strutturale delle popolazioni di faglie ha permesso
di distinguere diverse fasi tettoniche pre-, sin- e postorogeniche
(cfr. cronologia delle deformazioni riportata in alto
a sinistra di Fig. 2), i cui rispettivi esempi sono riportati nella
stessa Fig. 2):
FASE TETTONICA TRANSTENSIVA (I): sistemi di faglie
dirette e trascorrenti (pre-Cretaceo sup., Fig. 2A1-2A2);
FASE TETTONICA ESTENSIONALE “PRE-NUMIDICA” (II):
sistemi di faglie estensionali (pre-Oligocene sup., Fig. 2B);
FASE TETTONICA SIN-SEDIMENTARIA “NUMIDICA” (III):
faglie dirette sin-sedimentarie (Oligocene-Miocene inf., Fig.
2C);
FASE TETTONICA COMPRESSIVA (IV): pieghe e
sovrascorrimenti (Miocene inf., Fig. 2D);
FASE TETTONICA ESTENSIONALE (V): faglie dirette
listriche (Miocene sup., Fig. 2E1-2E2);
FASE TETTONICA COMPRESSIVA (VI): sovrascorrimenti e
faglie inverse (post-Pliocene inf., Fig. 2F);
FASE TETTONICA TRASCORRENTE (VII): sistemi di faglie
trascorrenti e dirette (Plio-Pleistocene, Fig. 2G).

150 F. NIGRO ET ALII
Fig. 2 – esempi di faglie e sovrascorrimenti riferibili alle fasi tettoniche I-VII descritte. Transtensione mesozoica (A1-A2), estensione pre-oligocenica (B),
estensione sin-collisionale oligo-miocenica (C) e contemporanea compressione (D), estensione post-collisionale alto-miocenica (E1-E2), compressione fuorisequenza
pliocenica (F1-F2) e trascorrenza plio-pleistocenica (G). Sc) Creta sup.-Eocene; Fn) Oligo-Miocene inf.; Tv) Tortoniano sup., Tb) Pliocene inf.

DEFORMAZIONI MESOZOICO-TERZIARIE IN SICILIA CENTRO-SETTENTRIONALE
DISCUSSIONE
La cronologia delle deformazioni descritta esprime
l’evoluzione paleotettonica delle Maghrebidi siciliane
collegabile con i complessi processi geodinamici della placca
africana.
Un tentativo di regionalizzazione della cronologia di
deformazioni ricostruita attraverso l’analisi strutturale in Sicilia
centro-settentrionale conduce a delle considerazioni relative
all’evoluzione tettonica dell’intera area siciliana.
Quest’evoluzione può essere suddivisa in tre momenti
principali, durante i quali hanno prevalso tipologie deformative
differenti: 1) deformazioni pre-orogeniche legate alle fasi
distensivo-transtensive che caratterizzano l'apertura della
Neotetide, 2) deformazioni compressive sin-orogeniche cui
prevalgono processi di inversione tettonica e costruzione della
catena legati alle fasi di collisione continentale e 3)
deformazioni estensionali e trascorrenti legate rispettivamente
alle fasi tardive di costruzione della catena siciliana e alla
dinamica di formazione del bacino Tirrenico.
A partire dal Trias sup. si sono esplicate deformazioni
estensionali/transtensionali che rappresentano probabilmente
gli effetti della dinamica della Mesogea ionica e dell’adiacente
Neotetide (GIUNTA et al., 2003).
L’assetto pre-orogenico assunto progressivamente dalle
Maghrebidi Siciliane durante il Mesozoico può essere
sintetizzato in un frastagliato e discontinuo sistema di
piattaforme carbonatiche ed interposti bacini pelagici, i cui
margini sono stati controllati dall’attività di faglie distensivotranstensive.
L’attività di queste faglie (fasi I e II) ha
determinato la subsidenza dei bacini pelagici e la riduzione
delle piattaforme carbonatiche per tutto il Mesozoico ed il
Terziario inf. (NIGRO & RENDA, 1999).
L'evoluzione tettono-sedimentaria sin-collisionale dei
domini di avanfossa che si sono individuati a partire
dall'Oligocene è stata condizionata dalla distribuzione, dalla
fisiografia e dalle caratteristiche paleotettoniche dei domini
paleogeografici preesistenti.
Nell’intervallo Oligocene sup.-Miocene, i processi di
inversione tettonica da estensionale a compressiva, imprimono
un drastico cambiamento nei processi sedimentari (NIGRO &
RENDA, 2000). Durante questo momento prevale l’attività di
faglie inverse e sovrascorrimenti cui si associano faglie dirette
sin-sedimentarie che deformano i depositi di avanfossa e che si
attivano in concomitanza alla nucleazione ed amplificazione di
pieghe (NIGRO & RENDA, 2005; NIGRO et al., 2008, fasi III e
IV).
Durante la fase tardiva di costruzione della catena si sono
attivate, contemporaneamente alle strutture contrazionali nei
settori frontali, sistemi di faglie dirette nei settori
geometricamente più elevati del prisma tettonico (fase V).
Questi processi di estensione si susseguono a partire dal
Miocene sup. e si alternano alla dinamica contrazionale (fase
VI), così come evidenzia la progressione delle deformazioni
registrata dalle unità della catena (NIGRO & RENDA, 2001).
L’assottigliamento della catena in via di costruzione
avviene soprattutto attraverso il riutilizzo di precedenti
superfici di scorrimento contrazionali (NIGRO & RENDA, 2004).
L’inversione negativa di queste superfici determina
complessivamente un assottigliamento crostale che potrebbe
151
essere relazionata ai meccanismi di apertura del bacino
tirrenico meridionale (GIUNTA et al., 2000a) e che evolvono ad
un zona di taglio destro crostale durante il Plio-Pleistocene, i
cui effetti sono rappresentati dai sistemi di faglie trascorrenti
della fase VII (GIUNTA et al., 2000b; RENDA et al., 2000).
Le strutture trascorrenti neotettoniche hanno determinato
l’attuale configurazione della catena. Di queste alcuni segmenti
sono attivi e lungo di esse si distribuiscono epicentri di
terremoti e sorgenti termali.
BIBLIOGRAFIA
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 153-156, 1f.
Neotectonic uplift and tilting of crustal blocks in Northern Sicily
NIGRO F.°, FAVARA R.°, RENDA P.* , ° , SALVAGGIO G. (*), ARISCO G. + & PERRICONE M. #
RIASSUNTO
Sollevamento neotettonico e basculamento di blocchi crostali in Sicilia
settentrionale
La Sicilia settentrionale è caratterizzata da un’intensa attività sismica che
è espressione di deformazioni attive. In questo settore dell’Isola affiora il
nucleo della catena neogenica delle Magrebidi occidentali, che è sottoposto ad
intenso sollevamento durante il Plio-Pleistocene. Le deformazioni più recenti
sono, in gran parte, rappresentate da sistemi di faglie estensionali e
trascorrenti. Il tasso di sollevamento non è uniforme, così come suggerisce la
differente elevazione dei depositi di questo periodo. Essi affiorano lungo il
settore costiero settentrionale e la loro quota decresce complessivamente
dall’estremità nord-est a quella nord-ovest della Sicilia.
Le deformazioni più recenti possono essere riconosciute sia attraverso
l’analisi strutturale che tramite quella morfometrica.
Lo studio integrato di queste due metodologie qui presentato è stato
realizzato anche attraverso l’elaborazione informatizzata del modello di
elevazione digitale della superficie topografica (DEM).
I dati strutturali e morfometrici indicano che in Sicilia settentrionale vi è
una stretta relazione tra l’attività delle faglie neotettoniche e le forme dei
rilievi. Il loro confronto con alcune caratteristiche idrografiche, con la
sismicità e con la distribuzione dei tassi di sollevamento suggerisce che la
catena siciliana settentrionale risulta segmentata da sistemi di taglio radicati
che perimetrano blocchi crostali.
In particolare, la variazione di alcuni parametri morfometrici hanno
permesso di identificare distinti settori di catena omogenei, ciascuno dei quali
è soggetto a differenti tassi di sollevamento e di direzioni di basculamento.
Key words: neotectonic faults, morphometric pattern, uplift,
crustal blocks, Sicily).
INTRODUCTION
Ground tilting phenomena are a characteristic of all tectonic
processes. For instance, they occur during extensional
deformations, during the activation of listric/domino faults or
during contractional deformations that are characterised by
fold-nucleation and amplification. Furthermore, ground tilting
accompanies late-orogenic processes, when the isostatic reequilibrium
of mountain chains often occurs. Non-uniform
ground tilting can be identified by crustal blocks having
different uplift and tilting rates.
Drainage basins provide insights into the long-term
evolution of the landscape. Basin geometry develops in
response to: 1) the nature and distribution of uplifts and
subsidences; 2) the spatial arrangement of faults or joints; 3)
° Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, Sezione di Palermo, via U.
La Malfa n. 153, 90146, Palermo
* Dipartimento di Geologia e Geodesia dell’Università, via Archirafi n. 22,
90123, Palermo
+
via Lanza di Scalea n. 414, 90100, Palermo
#
via Eurialo n. 32, 90151, Palermo
the relative resistance of different rock types; 4) climatically
influenced hydrologic parameters.
Active tectonics plays an important role in controlling
drainage networks through the change in channel slops of
fluvial systems and individuating preferential orientations both
for stream development and for the incision of faults and
fractures.
Active tectonics causes the uplift and tilting of crustal
blocks and influences the development and shifting of drainage
networks over time.
Worldwide researches regarding the relationships between
active tectonics and morphology suggest that rivers respond
differently in two different types of scenario: longitudinal
tilting and lateral tilting.
COX (1994) describes a new technique of morphometric
investigation for the appraisal of ground motion related to faultblock
tilting. The method is based on the tendency towards
lateral migration over time of streams under the influence of
external tectonic forces.
Sicily is located in the Central Mediterranean and
constitutes an emerged segment of the Maghrebide chain. Its
geologic history is characterized by repeated tectonic events
related to extensional and contractional geodynamic processes
that have been developing since the Mesozoic.
Uplift and tilting processes were intense during the Plio-
Pleistocene, as suggested by the marine deposits that widely
outcrop at different elevations.
The uplift rate is not uniform, which suggests that this
segment of the chain may be divided into separate blocks.
An integrated structural and morphometric investigation to
delineate seismo-tectonic zoning is presently in progress, the
aim of which is to try to understand the recent/active tectonics
of Northern Sicily. This paper describes some of the results
regarding the neotectonic structural setting of Northern Sicily,
and has been integrated with morphometric elaborations of
landforms deduced from a digital elevation model (DEM).
The structural characteristics of the main neotectonic faults
systems will be described below. Their positions and
orientations are been compared with those of the main
morphostructures and with the distribution of the uplift rates
and of the earthquakes. Have been also carried out an analysis
of the morphometric pattern to understand the influence of the
neotectonic faults activities on the hydrographic network.
The results suggest that Northern Sicily is composed of
separate crustal blocks each of which has its own uplift rate and
tilting direction.

154 NIGRO F. ET ALII
PHYSIOGRAPHIC, NEOTETTONIC, UPLIFT,
SEISMICITY, MORPHOTECTONIC AND
MORPHOMETRIC SETTINGS
In the northern sector of Sicily there is a group of
mountains, which, from west to east, is known as: Trapani-S.
Vito, Palermo, Trabia-Termini Imerese, Madonie, Nebrodi and
Peloritani Mts. This mountain range is 20-30 km wide. Starting
from the Northern Sicilian coast, there is a general abrupt
increase in the altitude, which goes from 0 to 500 or 700 m
above sea level in less than 1-2 km, while the foot of the scarp
is a narrow littoral zone. The mountainous groups are separated
by significant neotectonic features.
The different mean altitudes of the mountainous groups can
suggest that they are subject to different uplift rates and that
they constitute the shallow portion of crustal blocks delimited
by deep-seated faults systems.
Plio-Pleistocene transcurrent faults related to the Southern
Tyrrhenian margin evolution widely outcrop in Northern Sicily
(GIUNTA et al. 2000).
Three strike-slip fault systems occur in Northern Sicily: (a)
NW-SE trending dextral strike-slip faults; (b) NE-SW trending
sinistral strike-slip faults; (c) W-E trending dextral strike-slip
faults. The NW-SE trending system frequently gains
considerable normal slip components. The NE-SW and W-E
trending systems gain reverse slip components.
The main transcurrent faults systems are located along the
slopes of the mountainous groups.
These faults and fault zones are 20-40 km long and from a
few hundred meters to a few kilometres wide (Fig. 1A). Shear
zones consist of several sub-parallel to high-angle intersecting
fault segments. Outlines of faults are very obvious and
continuous in morphology. They display a series of welldeveloped
and well-preserved strong morphologic evidence
that indicates a trace, strike-slip nature and recent fault activity.
Some of them are fault scarps, triangular facets, break in slopes
or deep, long linear valleys.
All of the fault segments that constitute the main
neotectonic structures of Northern Sicily dip steeply and form
generally conjugated sets. Strikes of right-lateral faults range
from N270° to N330° (with conjugate fault planes). Left-lateral
strike-slip faults range from N10° to N60° (with conjugate fault
planes). The average azimuth of the maximum compressive
stress (σ1) is therefore inferred to have been about NNW-SSE
in direction.
The present-day elevation of the Pliocene to upper
Pleistocene deposits suggests that the Northen Sicily coastal
range underwent a strong non-uniform neotectonic uplift
(ANTONIOLI et al., 2004 and references therein). The
correlations of MIS 5.5 sites identify areas of rapid uplift in
North-East Sicily (Nebrodi and Peloritani Mts), with a slower
uplift rate in the central-north sector (Madonie Mts) and
relative stability in North-West Sicily (Palermo and Trapani
Mts). From west (Trapani Mts.) to east (Peloritani Mts.) the
overall uplift rate increases from about 0.2 mm/yr to up to 1
mm/yr. In particular, the highest late Pleistocene uplift rate
characterises the Ionian side of the Peloritani Mts. (up to 1
mm/yr).
As a consequence of the effect of strike-slip kinematics, the
Southern Tyrrhenian Sea is characterised by intense seismicity
of low mean magnitude (GIUNTA et al., 2004). Shallow
seismicity of a magnitude of up to 4.5 is clear evidence of
transpressional deformations and is located immediately
offshore the entire northern coast of Sicily.
On land, seismicity affects the Palermo Mts., the Madonie
Mts and most of Eastern Sicily. In the Peloritani Mts the fault
plane solutions available for some of the crustal events show
that the deformation pattern along the main faults is consistent
with an ESE-WNW oriented extension.
There is a coherence among the kinematics characteristics
of the previous described faults systems and those inferred by
the focal mechanisms of the earthquakes occurred in such shear
zones.
This suggests that the described neotectonic faults systems
are part of the seismogenic volume of northern Sicily. This can
demonstrate that the activity of the neotectonic faults which
bound the slopes of the mountainous groups is also revealed by
the uplift rates, that are diversified along northern Sicily but
around uniforms within every sector defined from the main
faults systems.
In surface, along the neotectonic deformation bands are also
recognizable a lot of morphostructural elements that indirectly
defines the minor faults network presents within the each main
systems.
Along the coastal areas of Northern Sicily, N-S to NW-SE
trending morphostructural highs are recognizable, which are
closely related to strike-slip faults. They are interposed on
coastal plains, filled with Plio-Pleistocene marine deposits.
Many fluvial channels show youthful characteristics, such
as rectilinear valleys. These segments appear to be dissected
and connected by fluvial elbows. The valleys are also often
incised down the middle-upper portion of the rivers. The
straight valleys are well developed, thereby characterising all
the sectors of the drainage basins (headwaters, middle valleys
and mouths).
Other evident morphological characteristics related to
recent tectonic activity are represented by the plano-altimetric
discontinuities of the ridges and crests. The main
morphostructures compete to the definition of the amplitude of
the reliefs. The max amplitude values of the reliefs coincide
with the fault zones mapped suggests that the activity of
neotectonic faults is strictly related to recent landform
evolution.
The main rivers are generally oriented from 320°-330°
(NW) to 20°-30° (NE).
The first-order streams also show two main peaks, oriented
NE-SW and NW-SE. In some places they swing towards ENE-
WSW and WNW-ESE respectively. Instead, the orientation of
the second-order streams swing more frequently from the two
main peaks (i.e. NW-SE and NE-SW towards NNW-SSE and
NNE-SSW) respectively. The NNW-SSE and NNE-SSW
orientations are well represented in the third- fourth, fifth- and
sixth-order stream networks.

NEOTECTONIC DEFORMATIONS IN NORTHEST SICILY
Fig. 1 - (A) Schematic structural map of Northern Sicily and locations of the main neotectonic faults. Stereonets show the isodensities of fault poles of the
neotectonic faults which form the shear zones. 1) Etna lavas, 2) Plio-Quaternary deposits, 3) Upper Miocene foredeep deposits, 4) Hyblean-Pelagian, Panormide
and Imerese-Sicanian tectonic units, 5) Sicilidi tectonic units, 6) Peloritani tectonic units, 7) main neotectonic faults. (B) index map and stereonets of the minor
faults sampled between the main fault zones. (B) Lateral shift tendency of the main rivers of Northern Sicily elaborated using Cox’ method (1994). The length
of the vectors is proportional to the magnitude of the process. For each drainage basin the asymmetric factor (AF) is also indicated. (C) graph in which the
elevations of the MIS 5.5 markers and the main neotectonic faults outcropping in the coastal sectors of Northern Sicily are reported. The comparison between
the non-uniform elevated MIS 5.5 markers, the kinematic characteristics of the fault zones and the lateral shift tendency of the main rivers have allowed us to
identify several crustal blocks which may divide the Northern Sicily Chain, shown in map view (D).
155

156 NIGRO F. ET ALII
The comparison between the fault network and the fluvial
steps suggests that the recent fault activity in Northern Sicily
strictly controls the drainage pattern and, as a consequence,
landform evolution. The fluvial steps are very well developed
in NE Sicily but gradually become more reduced westwards.
This trend is coherent with the distribution of the uplift rate.
The fluvial steps are located along incised tectonic
lineaments mainly oriented NW-SE, N-S/NE-SW. The activity
of the neotectonic faults determines repeated changes in
inclination of the main river so that it assumes convex-up
geometries.
Regarding the hypsometric integrals/area ratios, most of the
drainage basins in Northern Sicily are located in the range
which indicates equilibrium, as suggested by the OHMORI
(1993) method.
The hypsometric profiles generally show mass
inequilibrium in different sectors of each drainage basin of
Northern Sicily.
The transverse topographic symmetry factor is also used to
evaluate basin asymmetry to indicate preferred stream
migration (COX, 1994; Fig. 1B).
DISCUSSION
The above-described data suggest that:
• in northern Sicily are present an neotectonic faults systems
superimposed on the Oligo-Miocene thrust system;
• the neotectonic faults grid is defined by strike-slip
kinematics;
• the strike-slip deformations is consistent with the seismicity
distribution and with the fault-plane solutions of the main
earthquakes. The orientation of the neotectonic faults is
coherent with the seismogenic pattern defined by the recent
earthquakes that occurred offshore Northern Sicily;
• transcurrent faults dominate in the shear zones, which are
located at the edges of the mountain reliefs;
• neotectonic deformations seem to control the morphological
evolution of Northern Sicily quite strongly. The orientation
of the neotectonic faults is coherent with the main
morphostructures, defining a group of mountains;
• The orientation of the neotectonic faults is coherent with the
orientation of the different orders of fluvial channels;
• the neotectonic setting is consistent with the morphometric
pattern;
• the fault activity also influences the development of the
drainage network and determines a non-uniform uplift of
the group of mountains;
• the segmented rock masses outcropping in the drainage
basins seem to be related to the recent/active faulting that
affects the chain;
• the hypsometric integrals mainly fall within the equilibrium
stage or within the monadnock phase fields of STRAHLER. But
all the hypsometric curves show complex sinuosity. Different
inflection points and slopes can be recognised, which reflect
varying ground-slope characteristics dominated by recent
tectonic structures. The elevations/area ratios for each Northern
Sicilian mountain indicate that the mountain belt is undergoing
active tectonics.
The high-angle fault grid defines many of the mountain
edges in the Palermo, Trapani and Peloritani Mts.
The comparison between the amplitude relief map, the
fault-grid map and the uplift rate distribution map suggests that
the recent tectonic structures have a prominent role in the
evolution of the landforms and mountain elevations, as defined
by the high coherence in the spatial distribution of the three
parameters.
The spatial variability in the relief amplitude has allowed us
to take into consideration tectonic elements of the area, which
fit well into the morphotectonic features.
The fluvial profiles widely show convex-up segments,
which suggests that the rock mass distribution is strictly related
to the recent faulting and uplift of the Sicilian belt. In fact, the
convex-up geometry of the longitudinal profiles of the rivers is
very common in the drainage basins of Northern Sicily and is
independent from the predominant outcropping lithology.
Fluvial channels frequently develop in fault zones,
especially in the Nebrodi and Peloritani Mts. The longitudinal
profiles of the rivers are widely characterised by steps, which
are generally aligned to form straight channels.
By comparing the non-uniform magnitude and direction of
the lateral shift of the main rivers and the uplift rate
distribution, it is possible to identify the crustal blocks of
Northern Sicily, their relative vertical movement (Fig. 1C), the
direction of tilting and possible large-scale folding.
By using the comparison between these two data sets,
Northern Sicily can be divided into crustal blocks (Fig. 1D),
each of which possesses different uplift rates and tilting
directions, as determined by the shift tendency of the main
rivers.
Some of the neotectonic faults that border the different
chain blocks appear to be the physical onland prolongation of
those submerged structures that in recent years have underlined
an elevated seismogenic potential. The analyzed neotectonic
fault system can therefore compete in the formation of the
seismogenic volume.
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 157-159
Exhumation and uplift of the Peloritani Mts (south Italy): constraints
from apatite fission-tracks and (U-Th)/He thermochronometry
VALERIO OLIVETTI (*), MARIA LAURA BALESTRIERI (**), FINLAY M. STUART (°) & CLAUDIO FACCENNA (*)
RIASSUNTO
Esumazione e sollevamento dei monti Peloritani (Sicilia, Italia): vincoli
termocronologici mediante l’analisi di tracce di fissione e metodo (U-
Th)/He
Presentiamo nuovi dati termocronologici ottenuti da analisi di tracce di
fissione e (U-Th)/He su cristalli di apatite, eseguiti su campioni provenienti da
rocce del basamento cristallino dei Monti Peloritani, Sicilia, Italia. Le età
ottenute dall’analisi delle fission track variano tra 29.0±5.5 e 5.5±0.9 Ma
mentre le età (U-Th)/He variano tra 20.1 e 6.2 Ma.
Questi dati costituiscono un vincolo cronologico utile all’interpretazione
dell’evoluzione tettonica di questa porzione dell’arco calabro peloritano. Infatti
le età ottenute risultano più giovani della deposizione della formazione di
Stilo-Capo d’Orlando, che segna la fine della strutturazione principale delle
falde tettoniche. I dati termocronologici mettono in luce un evento tettonico
compressivo fuori sequenza datato Miocene medio. Le età recenti ottenute con
il metodo (U-Th)/He vincolano la fase finale dell’esumazione.
Key words: Apatite fission-track, (U-Th)/He
thermochronometry, Peloritani-Calabrian Arc,
denudation, uplift.
INTRODUCTION
The Peloritani Mountains constitute the westward
termination of the Calabria–Peloritani Arc of southern Italy, a
portion of an orogenic wedge growth in response to tertiary
convergence between the African and European plates.
The Peloritani Mountains formed when the continental
collision occurring during Oligocene – early Miocene times,
caused the tectonic superposition of the Kabilo-Peloritan
Calabrian belt onto the rock succession of the Sicilian –
Maghrebian belt (CATALANO et alii, 1996; LENTINI et alii,
1996; GRASSO, 2001). Since Late Miocene times this process
was accompanied by back-arc extension of the Tyrrhenian Sea
(e.g. FACCENNA et alii, 1997).
_________________________
(*) Dipartimento Scienze Geologiche, Università “Roma Tre”, Roma, Italy.
E-mail: volivetti@uniroma3.it
(**) CNR, Istituto di Geoscienze e Georisorse, Sezione di Firenze, Italy.
(°) Isotope Geosciences Unit, Scottish Universities Environmental Research
Centre, East Kilbride, Glasgow, UK.
Combining (U-Th)/He and fission-track thermochronometry
and sedimentation history we show a complex picture of
several tectonic events since Oligocene time. The obtained ages
point out a new important Miocene burial event.
GEOLOGICAL SETTING
The Peloritani structural edifice (e.g. Amodio-Morelli et al.,
1976; Bonardi et al., 1976) consists of a set of thrust sheets
composed of medium- to high-grade Paleozoic metamorphic
rocks with remnants of Mesozoic sedimentary cover. The
stacking process occurred during Alpine south-verging
deformational phases (e.g. CIRRINCIONE & PEZZINO, 1994;
GIUNTA & SOMMA, 1996; VIGNAROLI et alii, 2008). Alpine
metamorphic imprinting was detected by different Authors
(BONARDI et alii, 1976; CIRRINCIONE & PEZZINO, 1994;
ATZORI et alii, 1994; VIGNAROLI et alii, 2008). The age of the
Alpine metamorphic climax is tentatively confined to the Late
Oligocene (26 Ma) from Rb-Sr dating on mica (ATZORI et alii,
1994) in agreement with previous zircon and apatite fission
track data which points out that substantial exhumation
occurred between late-Oligocene to early-Miocene (THOMSON,
1994).
The whole Peloritani edifice is unconformably overlain by
the Stilo-Capo d’Orlando Fm (BONARDI, 1980), a wedge-top
thick Oligocene(?)–Early Miocene terrigenous clastic
formation that has been partly involved in the late tectonogenic
phases of the construction of the nappe edifice (GIUNTA &
SOMMA, 1996; GIUNTA & NIGRO, 1997; LENTINI et alii, 2000,
and references therein).
The Antisilicide nappe, a Mesozoic-Early Tertiary
stratigraphic sequence, took place over the Peloritani edifice
through a process of north-ward back-thrusting related to
collisional stage (BONARDi et alii, 1980). From the Langhian
time the sedimentary history proceeded rather regularly in time
with deposition of mainly terrigenous sequences within basins
formed in response to combined effect of tectonics and sea
level fluctuation.
The age of inception of extensional tectonics is unclear, and
has been proposed to be Serravallian (LENTINI et alii, 1995) or
Late Tortonian (CATALANO et alii, 1996).

158 V. OLIVETTI ET ALII
RESULTS
Fission-track and (U-Th)/He analyses were carried out on
apatite from crystalline rocks of the Paleozoic units of the
Kabilo-Peloritan Calabrian belt from two north-south oriented
traverses and one transect parallel to the Tyrrhenian coast and
one perpendicular to the Ionian coast. Fission-track ages span
29.0±5.5 to 5.5±0.9 Ma while (U-Th)/He ages vary from 20.1
to 6.2 Ma.
Tyrrhenian coast:
AFT ages vary from 5.5±0.9 to 27.3±2.5 Ma, the latter is
the oldest AFT age found in the whole study area. AHe ages
range between 6.6 and 19.4 Ma. The older AHe ages
accompany the older AFT ages.
Central zone:
Samples were collected along two north-south directed
transects. AFT ages span between 5.8±1.3 and 15.4±3.6. AHe
ages range from 3.3 and 6.7 Ma, the youngest in the Peloritani
region.
Ionian coast:
Along a vertical profile from 20 m to 550 m asl, AFT ages
decrease from sea level going upward and toward the Central
zone, from 18.0±3.8 to 7.7±0.9. The only AHe analysis yielded
a mean age of 5.7 Ma.
The most striking feature of both the He and AFT ages from
Peloritani Mountain is the fact that they post-date the
deposition of Stilo-Capo d’Orlando formation, what
unconformably overlies the basement Units.
Along the Ionian vertical profile the ages decrease going
upwards. This trend is contrary to that expected in a crustal
block during exhumation process. We retain that actual position
is due to tectonic movement after FT cooling ages.
COOLING HISTORY AND TECTONIC IMPLICATIONS
The thermochronologic data of representative samples
obtained from fission track and (U-Th)/He analysis were
inserted in a time versus temperature/depth plot.
We suggest that the older fission-track and He ages in the
Aspromonte Unit correspond to the time of the early
exhumation of this unit during in-sequence thrusting leading to
the formation of the orogenic wedge (Vignaroli et al., 2008).
Meanwhile the Capo d’Orlando flysch was deposited on top of
the Aspromonte Unit.
The Tortonian fission-track ages point out a thermal
resetting which should be occurred between the deposition of
the basal Stilo-Capo d’Orlando Fm and the Langhian deposits.
We propose that the resetting is due to burial produced by overriding
thrust sheets emplaced during out-of-sequence thrusting.
Actually different generation of thrusts are already recognized
from the Tyrrhenian coast toward south involving both the
Aspromonte Unit and the inner portion of the Stilo-Capo
D’Orlando Fm (Giunta and Nigro, 1999; Lentini et al., 2000).
We speculate that this out-of-sequence thrusting process was a
dynamic response to progressive foreland-ward thrust
propagation for maintaining the critical taper condition of the
inner-intermediate portions of the Peloritani belt.
In this interpretation the young (U-Th)/He ages represent
the timing of the last exhumation probably linked to moderate
post-orogenic extensional collapse. Combining two cooling
ages of different closure temperature and stratigraphic
constraint we calculate a value of denudation rate for a
representative sample. The denudation rate shows an increasing
from 0.3 mm/yr to 1-3 mm/yr.
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EXHUMATION AND UPLIFT OF THE PELORITANI MTS
159

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 160-163, 4 ff.
Geologia e geofisica del plutone del Cerro Trapecio - Tierra del Fuego -
Argentina
JAVIER PERONI (*), ALEJANDRO TASSONE (*), MARCO MENICHETTI (**), HORACIO LIPPAI (*) & JUAN FRANCISCO VILAS (*)
ABSTRACT
Geology and geophysics of the Cerro Trapecio pluton – Tierra del Fuego -
Argentina
In the eastern part of the Bahìa Ushuaia outcrops dark schists pertains to
the Yaghàn Fm. of the Lower Cretaceous, strongly deformed by Upper
Cretaceous Andean compresional tectonics. They are intruded by a basaltic
rock with tholeitic-calc-alkaline affinity with a prevalent lithology of the
pyroxenites and monzonites. The aereomagnetic survey and magnetic
measurements of rocks samples, integrated with the geological informations
permitted to model a N-S cross section through the area.
Key words: Andes, structural geology, geophysics, Tierra del
Fuego.
Il Cerro Trapecio è localizzato circa 16 km ad est della città
di Ushuaia, nella Sierra Sorondo nella Cordillera delle Ande in
Tierra del Fuego. Questa catena si estende per oltre 40 km in
direzione WNW-ESE lungo la costa settentrionale del settore
orientale del Canal de Beagle.
In questa regione del Canal de Beagle, sono presenti diversi
corpi intrusivi, costituiti da rocce basaltiche con affinità
toleiitica-calcalcalina intruse nella Formazione Yaghàn del
Cretaceo Sup.. Queste intrusioni sono connesse al grande
Batolite Patagonico che affiora con continuità lungo il margine
di retro-arco del continente sud-americano (HERVÈ et alii,
1984).
Nell’area affiora principalmente la Fm. Yaghàn che
rappresenta il riempimento vulcano-clastico del bacino
marginale di Rocas Verdes, depositatasi al di sopra della Fm
Lemaire del Giurassico Sup. ( DALZIEL et alii, 1974). La Fm.
Yaghàn è costituita da diverse facies sedimentarie con marne
scure, torbiditi fini e grossolana, rare arenarie da massive a
gradate e tufi (OLIVERO & MALUMIAN, 2008). E’ interessata da
un metamorfismo di basso grado, in facies a scisti verdi, con
una intensa deformazione prodotta dalla fase tettonica andina
del Cretaceo Sup., all’interno della quale è possibile
riconoscere almeno due fasi deformative (MENICHETTI et alii,
_________________________
(*) 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
Javier Peroni : e-mail peroni@gl.fcen.uba.ar
2008). La prima (D1) è costituita da pieghe isoclinaliche, a
scala decimetrica, con piano assiale subperpendicolare alla
stratificazione; è interessata da un intenso slaty cleavage
immergente a SE e NW. Una seconda fase deformativa (D2) è
rappresentata da un crenulation cleavage e da pieghe
mesoscopiche con lunghezza d’onda decametrica, con
geometrie principalmente chevron, con piano assiale
debolmente immergente a SSW. Tutta l’area è interessata da
faglie inverse e sovrascorrimenti vergenti a nord, con geometrie
a basso angolo di incidenza sulla stratificazione. Infine, un
sistema di faglie trascorrenti sinistre e faglie normali con piani
subverticali, con immersione prevalente verso sud, sono ben
sviluppate lungo tutto il margine settentrionale e meridionale
del Canal de Beagle e tagliano e in parte riattivano, le strutture
compressive (MENICHETTI et alii,, 2004, 2007, 2008) (Fig. 2).
I due sistemi di faglie principali sono costituiti da quelli
orientali del Canal de Beagle da cui diparte la faglia Andorra
verso settentrione. Queste faglie hanno un controllo sulla
morfologia e sull’idrografia dell’area, con blocchi ribassati e
Fig. 1 – Ubicazione dell’area di studio nella parte più meridionale del Sud
America (A) . Localizzazione della carta geologica di Fig. 2, delle carte aereo
magnetiche e del DEM di Fig. 4 (B).
basculati nei versanti meridionali della Serra Sorondo. Alcuni
corsi d’acqua e laghi sono allineati secondo la direzione
WNW-ESE e sono localizzati al bordo dei blocchi in
corrispondenza delle zone di faglie immergenti a SW (Fig. 2).
Nel settore occidentale dell’area di studio, si hanno i
maggiori affioramenti del corpo intrusivo, noto come plutone di
Ushuaia, il quale copre una superficie di 9 km 2 . Esso è
composto principalmente da una orneblendite di tessitura

GEOLOGIA E GEOFISICA DEL PLUTONE DEL CERRO TRAPECIO
Fig. 2 – Carta geologica schematica della parte orientale della Bahìa di Ushuaia. 1 – Depositi quaternari; 2 - corpo intrusivo; 3 – Formazione Yaghan (Cretaceo
inf.) ; 4 – Faglie dirette; 5 – Faglie trascorrenti; 6 – Giacitura della stratificazione, inclinazione degli strati: a 0-20°; b 20-45°; c 45-75°; d >75° ; 7 – Limite
dell’anomalia magnetica ridotta al polo; 8 – Aree ricoperte da ghiacciai; 9 – Laghi. Nel Canal de Beagle è indicata la batimetria in metri (SERVICO DE
HIDROGRAFIA NAVAL ARGENTINA, 1988). A-A’ traccia parziale della sezione di Fig. 3 . (Modificato da MENICHETTI et alii, 2007).
grossolana con abbondante clino-anfibolo, scarso
clinopirosseno, diorite e facies monzodioritica, attraversato da
numerose vene e dicchi di composizione sienitica (ACEVEDO et
alii, 1989). Include termini da ultrabasici a intermedi con un
contenuto di SiO2 variabile dal 40 al 65% (CERREDO et alii,
2000, 2005). Di questo plutone è stato realizzato un modello
utilizzando dati aereomagnetici (MENICHETTI et alii, 2007;
PERONI et alii., 2008). Il corpo intrusivo ha una forma
laccolitica con uno spessore massimo di 2 km nella sua parte
centrale che tende ad assottigliarsi ai bordi fino a circa 500 m.
In pianta il corpo presenta una forma ellittica con l’asse
maggiore N-S, lungo circa 12 km e quello inferiore con
direzione E-W, di circa 10 km, per un volume totale stimato di
140 km 3 (PERONI et alii, 2008) .
Nella zona del Cerro Trapecio gli affioramenti sono scarsi e
sono localizzati esclusivamente nel versante meridionale. Il
plutone è rappresentato principalmente da una roccia
monzodioritica, simile a quella del plutone Ushuaia, con
presenza di filoni di andesiti con spessore inferiore al metro,
concordanti con la stratificazione degli scisti della Fm.Yahgan.
Nella mappa aereomagnetica ridotta al polo dell’area
(5569-II del SEGEMAR 1998), è possibile osservare che il
plutone di Ushuaia è separato da quello del Cerro Trapecio (Fig
4). Quest’ultimo presenta una anomalia di forma ellittica
distribuita su di una superficie di 13 km 2 , con l’asse maggiore
in direzione N-S per 5,2 km, mentre l’asse minore, in direzione
E-W, è di 3.3 km. La suscettività magnetica massima è di 24 nT
nella zona centrale fino ad un minimo di -50nT . L’anomalia
riproduce abbastanza fedelmente la morfologia del Cerro
Trapecio, con un minimo magnetico compreso tra la valle del
Rio Encajonado ad ovest e quella del Rio Escape ad est (Fig.
2).
161
La carta aereomagnetica che riporta il campo totale,
presenta una anomalia localizzata nella zona del Cerro
Trapecio con una superficie di 8.5 km 2 , sempre di forma
ellittica con assi di 3,4 e 2,2 km rispettivamente. I valori del
campo magnetico variano da un massimo nella parte
settentrionale di -52 nT fino a -85 nT nella parte meridionale
(Fig. 4). Rispetto alle anomalie ridotte al polo, il campo
magnetico totale è leggermente spostato verso nord. Un
comportamento simile si osserva nelle anomalie magnetiche del
Fig. 3 – Sezione geologica e profilo delle anomalie magnetiche ridotte al
polo in nT. Ubicazione riportata in Fig. 2 . 1 – Fm Yahgan; 2 – Fm Lemaire;
3 – Scistosità principale; 4 – Corpi d’acqua; 6 – Faglia diretta; 6 – Corpo
intrusivo.

162 J. PERONI ET ALII
Fig. 4 – Carta aereomagnetica ridotta al polo dell’area di Ushuaia, con indicata la topografia con curve di livello con equidistanza di 100 m . E’ indicata la
traccia della sezione di Fig. 3 (A); carta aereomagnetica del campo totale (B); immagine SPOT con vista obliqua dell’area (C). AF : Faglia Andorra; EBF :
Faglia orientale del Canal de Beagle.
plutone di Ushuaia.
I dati geologico-strutturali e geofisici disponibili, sono stati
integrati in una sezione geologica orientata NNE-SSW, che
permette di localizzare, attraverso le anomalie magnetiche, la
posizione del corpo intrusivo (Fig. 3). Sia il campo magnetico
totale che l’anomalia magnetica ridotta al polo sono attraversati
dal sistema di faglie dirette. Queste strutture distensive
appartenenti al sistema trascorrente sinistro del Canal de
Beagle (MENICHETTI et alii, 2008), immergono a SW, con un
rigetto di molte centinaia di metri. Il rigetto complessivo è
distribuito su almeno tre blocchi parzialmente ruotati in senso
orario lungo i piani di faglia. L’anomalia magnetica ridotta al
polo, passa da un valore minimo regionale di -50nT ad un
massimo di 24 nT con un gradiente simile a quello topografico.
Il corpo intrusivo è stato modellato in profondità fino a circa
1.5 km, posizionato al di sopra della Fm. Lemaire e intruso
all’interno della F. Yahgan.
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GEOLOGIA E GEOFISICA DEL PLUTONE DEL CERRO TRAPECIO
163

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 164-167, 1 f.
RIASSUNTO
Pseudotachiliti profonde nei metagabbri della Zona d’Ivrea (Alpi
Meridionali, Italia)
Lo studio di pseudotachiliti (fusi di frizione generati da scivolamento
sismico in rocce silicatiche) associate a miloniti in faglie esumate dalla crosta
inferiore può fornire informazioni sulla meccanica dei terremoti a profondità
inferiori o corrispondenti alla transizione elastico-frizionale/plastico-viscoso
(SIBSON, 1977) e sulla reologia della crosta continentale (ved. HANDY &
BRUN, 2004).
Nei metagabbri di Premosello, nella Zona d’Ivrea, compaiono
pseudotachiliti associate ad ultramiloniti molto localizzate. I metagabbri si
sono formati per underplating magmatico alla base della crosta continentale
pre-alpina, poi sono stati sottoposti a metamorfismo in facies da granulitica ad
anfibolitica durante l’estensione litosferica Permiana, ma senza registrare il
successivo metamorfismo alpino di più bassa temperatura (HANDY et alii,
1999).
Le pseudotachiliti rinvenute nei metagabbri si sono formate in facies
anfibolitica, come dimostrato dalla ricristallizzazione e deformazione plastica
della matrice, dalla crescita di neoblasti di granato e pirosseno, dalla
ricristallizzazione dinamica di plagioclasio ricco in An e da stime
geotermometriche. Le stesse condizioni metamorfiche sono state attribuite alle
ultramiloniti a plagioclasio-orneblenda-pirosseno associate. L’estrema
localizzazione di tali ultramiloniti ed il medesimo spessore ed orientazione
delle pseudotachiliti suggeriscono che le pseudotachiliti abbiano agito come
precursori fragili per la nucleazione delle successive ultramiloniti, durante il
rilassamento post-sismico e creep propri della crosta inferiore.
Dei diversi modelli proposti per spiegare la formazione di pseudotachiliti
nella crosta intermedio-profonda (instabilità duttile durante creep, HOBBS et
alii, 1986, WHITE, 1996; HANDY & BRUN, 2004; propagazione in profondità
di rotture sismiche dalla crosta superiore fragile, SIBSON, 1980; TSE & RICE,
1986; SCHOLZ, 1988), e shear heating adiabatico, KELEMEN & HIRTH, 2007;
BRAECK & PODLADCHIKOV, 2007)), le osservazioni di terreno e delle
microstrutture sembrano suggerire cicli successivi ed alterni di pseudotachiliti
ed ultramolioniti in condizioni anidre nella crosta intermedia/inferiore durante
l’esumazione pre-Alpina.
Key words: pseudotachylyte, mylonite, metagabbro, Ivrea
Zone.
INTRODUCTION
Pseudotachylytes are solidified melts produced by
_________________________
Deep-seated pseudotachylyte in the Ivrea Zone metagabbros
(Southern Alps, Italy).
PITTARELLO LIDIA (*), PENNACCHIONI GIORGIO (* °) & DI TORO GIULIO (* °)
(*) Dipartimento di Geoscienze, Università degli Studi di Padova
(°) Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, Sezione di Roma.
Lavoro eseguito bell’ambito del progetto Cariparo
coseismic frictional sliding in faults within silicate-built rock
(SIBSON, 1975). Studying pseudotachylytes in exhumed faults
might give information on several aspects of earthquake
mechanics (SIBSON, 1975; DI TORO et alii, 2005; PITTARELLO
et alii, 2008) complementary to seismological information.
Though pseudotachylytes are mostly generated in the upper
brittle crust, they have also been reported from the ductile field
developing in association with mylonites. Pseudotachylyte
overprinted by low grade mylonites can be expected in the high
differential stress region close to the plastic-brittle transition in
the crust as result of plastic instabilities (HOBBS et alii, 1986),
but pseudotachylytes have also been described at higher
metamorphic grades up to granulite facies conditions (SIBSON,
1980; PASSCHIER, 1982; CLARKE & NORMAN, 1993;
AUSTRHEIM & BOUNDY, 1994; WHITE, 1996; PENNACCHIONI &
CESARE, 1997; LIN et alii, 2005). Different mechanisms have
been proposed to explain production of pseudotachylytes in the
middle and lower crust: plastic instability during creep (HOBBS
et alii, 1986, WHITE, 1996; HANDY & BRUN, 2004), downward
propagation of seismic ruptures from the upper brittle crust
(TSE & RICE, 1986; SCHOLZ, 1988), and shear heating (SIBSON,
1980; KELEMEN & HIRTH, 2007).
Here we describe pseudotachylytes associated with
localized amphibolite facies mylonites within granulitic
metagabbros of the Ivrea Zone. These metagabbros were
formed by underplating at the base of the Pre-Alpine
continental crust and were exhumed during Permian
lithospheric stretching without later strong involvement in
Alpine metamorphism (HANDY et alii, 1999). Therefore, these
pseudotachylytes must have developed under high-grade
conditions during the Pre-Alpine exhumation path. The study of
this type of deep-seated pseudotachylyte may discriminate
between the different mechanism described above which have
potential strong implications on the interpretation of the
rheology of the continental crust as, for example, on the cut-off
depth of propagation of seismic ruptures from the upper brittle
crust (see HANDY & BRUN, 2004).
GEOLOGICAL SETTING
Samples of the studied pseudotachylytes were collected in
the Premosello metagabbros of the Ivrea Zone (Italian Southern
Alps). The Ivrea Zone consists of pre-Alpine continental lower
crust and lithospheric mantle involved in Permo-Mesozoic

DEEP-SEATED PSEUDOTACHYLYTE IN THE IVREA ZONE METAGABBROS
extension, thinning and high temperature metamorphism
(GIESE, 1968; BRODIE & RUTTER, 1987; ZINGG et alii, 1990).
The metagabbros were emplaced by magmatic underplating
about 299±5 Ma ago (VAVRA et alii, 1999; HANDY et alii,
1999) at the base of the crust and were pervasively deformed
along high-temperature shear zones (280-270 Ma old). These
shear zones developed either during prograde isobaric heating
from amphibolite to granulite facies, according to some authors
(BRODIE, 1981; BRODIE & RUTTER 1985; HANDY, 1999), or by
isothermal decompression (CHOUDHURI & SILVA, 2000).
Between 230 and 180 Ma localized mylonites developed in
metagabbros during retrograde amphibolite facies conditions
associated with extensional tectonics (BRODIE & RUTTER, 1987;
HANDY et alii, 1999). Alpine (50-20 Ma) faulting and folding
affected the metagabbros, without a significant metamorphic
overprint (HANDY et alii, 1999).
METHODS
Metagabbros and the crosscutting fault rocks were
investigated with the optical microscope, scanning electron
165
microscope (SEM), field-emission scanning electron
microscope (FE-SEM), electron probe microanalyzer (EPMA)
and X-ray powder diffraction (XRPD). Image analysis was
performed with Adobe Photoshop and Image SXM (BARRETT,
see references). Geothermobarometry was conducted using the
software GTB (SPEAR & KOHN, see references) and
Thermocalc (HOLLAND & POWELL, 1998).
RESULTS
The Premosello metagabbros consist of garnet (37% vol.)
(Alm47, Pyr34, Gro15, And3, Spe2), An85-54 plagioclase (31%),
clino- and orthopyroxene (23%) (En37 Fs29 Wo28 diopside and
En63 orthopyroxene), magnetite-ilmenite and apatite.
Metagabbros are locally deformed to flaser gabbros with a
foliation outlined by ribbons of dynamically recrystallized
aggregates (grain size of 10-50 µm) of An50 plagioclase, by
elongate domains of cataclastic garnet and pyroxene and thin
layers of ilmenite-magnetite. Garnet and pyroxene commonly
show rims of An85 plagioclase-orthopyroxene-magnetite
kelyphite and symplectite (clinopyroxene/amphibole,
Fig. 1 – Microstructures of the Premosello pseudotachylyte. A) Photo of a thin section under optical microscope showing a pseudotachylyte vein (E-W black
layer) in plane polarized light. Pseudotachylyte fault vein (E-W black layer) with two injection veins within flaser gabbros. Both the fault and injection veins cut
discordantly the foliation of the host rock. B) Back-scattered SEM image showing the detail of the intersection between the fault vein and central injection vein
in (A). The pseudotachylyte fine grain of the matrix includes elongate plagioclase clasts (dark gray) defining a foliation in the fault vein, slightly oblique to the
vein boundary, that disappears in the injection vein. In the lower left side of the fault vein a cluster of small idioblastic garnets (grt) is present. C) Back-scatterd
SEM image of the matrix in the pseudotachylyte fault vein consisting of plagioclase (pl; dark gray), a femic mineral phase (mainly px; light gray) and small
bright grains (white) of ilmenite/magnetite D) Back-scattered SEM image of garnet grains in (B). Garnets have idioblastic shape and show inclusions of
ilmenite/magnetite aligned with the matrix foliation. E) Back-scattered FE-SEM image of poikilitic single idioblastic garnet in the pseudotachylyte. with small
inclusions of pyroxene (px?). F) Back-scattered SEM image of plagioclase microlites in the injection vein. Microlites are decorated along the edges by bright
small grains of oxides.

166 L. PITTARELLO ET ALII
magnetite/ilmenite and rare quartz), respectively, formed at
800-900°C and 0.7-0.8 GPa (ZINGG, 1990; HANDY et alii,
1999).
The metagabbros and the flaser gabbros are cut by sharply
bounded ultramylonites and pseudotachylytes. Ultramylonite (a
few millimeters to centimeters thick) consists of a matrix (grain
size of 1-5 µm) of An54 plagioclase, hornblende and
magnetite/ilmenite including rounded clasts of plagioclase,
pyroxene and garnet. Plagioclase-hornblende pairs from the
matrix yield temperatures of 600-650°C using the calibration of
HOLLAND AND BLUNDY (1994).
Pseudotachylytes (Fig. 1a-b) are rather common and consist
of a granoblastic matrix aggregate (grain size of 1-10 µm) of
plagioclase and pyroxene, ilmenite/magnetite and rare
idioblastic garnet (Alm64, Gro12, Pyr11, And8, Spe5) (Fig. 1b-cd).
The garnet is poikilitic with small (~1-2 µm) inclusions of
matrix minerals. Locally (mainly in injection veins) plagioclase
(An47) shows microlite crystal shapes typical of
pseudotachylyte (Fig. 2f). The pseudotachylyte matrix includes
clasts of the host rock plagioclase (most common), pyroxene
and apatite. Garnet is almost absent between clasts.
Some pseudotachylytes show a crystal-plastic overprint with
development of a foliation, outlined by elongated and
recrystallized plagioclase clasts. Some typical localized
ultramylonites in the metagabbros also preserve non-foliated
portion of the matrix, including angular clasts and showing
cataclastic relationships with the host metagabbros in
embayment in the host rock.
DISCUSSION AND CONCLUSIONS
The fine grain size of the pseudotachylyte matrix did not
allowed a precise estimate of the temperature of formation of
the frictional melts in the Premosello metagabbros. However,
the presence of a crystal –plastic overprint of pseudotachylyte,
the dynamic recrystallization of an An-rich (An47) plagioclase
and the growth of garnet and pyroxene on the pseudotachylyte
matrix suggest amphibolite facies ambient conditions for the
pseudotachylyte development. Pseudotachylytes were already
described in the Ivrea gabbros by BRODIE & RUTTER (1987)
and by ZINGG et alii (1990), but they were interpreted as having
formed during the low temperature Alpine history. Our new
observations indicate that a part of these pseudotachylytes must
be referred to as pre-Alpine consistently with the assumption of
HANDY & BRUN (2004).
The widespread production of frictional melts, at
temperatures under which metagabbros should be capable of
ductile flow and well below the typical plastic-brittle transition
of crustal rocks, is consistent with different processes as listed
above (HANDY & BRUN, 2004).
The relatively high ambient temperature of generation of
pseudotachylytes has been referred to relatively dry conditions
in the middle-lower crust (PENNACCHIONI & CESARE, 1997)
affecting the temperature of the brittle-plastic transition. There
is not a straightforward criterion to discriminate between the
above listed mechanics actually responsible for generation of
deep-seated pseudotachylytes although some microstructural
observations apparently lend support for the concept of a
relatively strong middle-lower crust due to the presence of
water-deficient rocks (MANCKTELOW & PENNACCHIONI, 2004;
FITZ GERALD et alii, 2006). Discriminating between these
processes is of paramount importance in the understanding the
rheology of the continental crust and will be the topic of
forthcoming work.
The association between very localized ultramylonite and
pseudotachylyte of similar thickness and orientation, the
presence of an amphibolite facies overprint of some mylonites
and the relict cataclastic features preserved in some domains of
ultramylonites suggest that pseudotachylyte may have acted as
structural heterogeneities for the nucleation and localization of
some mylonitic deformation after post-seismic stress relaxation.
The primary role of pre-existing structural and compositional
heterogeneities in the nucleation of ductile shear zones is well
established in several metamorphic environments (e.g.
MANCKTELOW & PENNACCHIONI, 2005; PENNACCHIONI &
MANCKTELOW, 2007).
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 168-171, 5 ff.
La carta geologica del massiccio della Bernadia
(Prealpi Giulie meridionali, Friuli, Italia NE)
ABSTRACT
The geological map of the Bernadia Massif (Southern Julian Prealps
Friuli, NE Italy).
The Southern Julian Prealps (SJP) belong to the sector of the External
Dinarides included in the WSW-ENE trending, SSE-verging thrust belt of the
eastern Southalpine Chain in evolution from the Middle Miocene to the
present. On the basis of new geological mapping and mesostructural analysis,
the geological framework of the Bernadia carbonate massif was pointed out. In
the Bernadia area only cover sequences outcrop ranging from Early
Creataceous to Early Eocene. Scanty outcrops of glauconitic arenites (Lower
Miocene) are present in the footwall of the major Neogene thrusts. During the
Mesozoic the Bernadia massif was part of the Friulian Carbonate Platform
(FCP). Starting from Late Cretaceous to Early Eocene the study area was part
of the WSW–verging Dinaric chain-foredeep system. The Paleogene imbricate
thrust-system shows staircase trajectory and duplex-geometries; thrusts are
mainly NNW-SSE trending and show WSW tectonic transport. Inherited
Upper Cretaceous normal faults (NNE-SSW- and NW-SE-trending) are often
inverted in lateral and frontal ramps respectively. Starting from Middle
Miocene the S-SSE verging thrust system of the Southalpine Chain started,
giving rise to a low-angle, approximately WSW-ENE to WNW-ESE trending
thrusts. Neoalpine compression deformed the Paleogene structural belt,
producing dome-basin structural pattern. Moreover the Neogene–Quaternary
thrusts often re-utilised the Dinaric ramps as frontal or lateral ones.
Key words: thrust tectonics, Paleogene External Dinarides,
Neogene-Quaternary eastern Southalpine Chain, Friuli.
INTRODUZIONE
Il massiccio calcareo della Bernadia rappresenta una delle
ultime propaggini meridionali delle Prealpi Giulie essendo
posto a ridosso dell’alta pianura friulana orientale. Dal punto di
vista geologico le Prealpi Giulie meridionali, limitate verso
settentrione dal sovrascorrimento Periadriatico (o linea Barcis -
Staro Selo Auct.), fanno parte della Catena Dinarica esterna che
è stata incorporata nella Catena Sudalpina orientale a partire
dal Miocene medio (CASTELLARIN et al., 1992; DOGLIONI &
BOSELLINI, 1987).
_________________________
(*) Dipartimento di Georisorse e Territorio, Università di Udine, via
Cotonificio, 114 – 33100 Udine; e-mail: eliana.poli@uniud.it
M. ELIANA POLI *
Nuovi rilevamenti geologico-strutturali di dettaglio,
effettuati nell’ambito del Progetto CARG-FVG, hanno
consentito di ricostruire la storia geologica del massiccio
carbonatico a partire dal Cretacico superiore fino ad oggi. Sono
stati definiti i rapporti stratigrafici delle unità presenti e
riconosciuti due principali eventi contrazionali. Ogni evento è
stato caratterizzato per geometria e cinematica; i rapporti di
interferenza e di sovrapposizione fra le strutture hanno
consentito di ricostruire il timing delle diverse fasi deformative.
IL CONTESTO PALEOGEOGRAFICO E LA SUCCESSIONE
STRATIGRAFICA
Nel quadro della paleogeografia giurassico-cretacica l’area
prealpina giulia faceva parte della zona di transizione fra il
Bacino Sloveno (o Giulio) e la Piattaforma Carbonatica
Friulana (PCF) (Fig. 1). Tale situazione, instauratasi a partire
dal Lias, si mantenne praticamente inalterata sino al Cretacico
superiore.
Fig. 1 – Paleogeografia giurassico-cretacica dell’area veneto-friulana. Nel
riquadro l’area in esame. LP: Lineamento Periadriatico; LG: Linea delle
Giudicarie; VFS: Valsugana–Fella–Sava..
I terreni più antichi presenti nell’area in esame affiorano
lungo le profonde incisioni dei torrenti Torre e Cornappo. Si
tratta di calcari bioclastici di margine di piattaforma del
Valanginiano (VENTURINI & TUNIS, 1998). La successione
carbonatica continua poi con i calcari di piattaforma interna del
Calcare del Cellina (Hauteriviano - Albiano p.p.) e termina con

le facies bioclastiche di piattaforma aperta del Calcare del M.
Cavallo (Albiano sup. – Cenomaniano) (Fig. 2).
A partire dal Campaniano-Maastrichtiano (COUSIN, 1981,
PIRINI RADRIZZANI et al., 1986; SARTORIO et al., 1987;
VENTURINI & TUNIS, 1992), lo slope e il margine della
piattaforma furono interessati da un'intensa tettonica
sinsedimentaria. Questi processi, legati alla migrazione verso
WSW del sistema catena-avanfossa delle Dinaridi Esterne,
determinarono il sollevamento della PCF che venne a trovarsi
in posizione di peripheral buldge, subendo dapprima
un’intensa erosione subaerea e poi un rapido annegamento
anche ad opera di faglie normali. Tutto ciò produsse nell’area
prealpina giulia potenti corpi di brecce carbonatiche
sottomarine contenenti livelli di emipelagiti a globotruncane
(Scaglia rossa friulana) che si depositarono nell’avanfossa e
sui blocchi di piattaforma annegati (Fig. 2).
Fig. 2 – I rapporti stratigrafici fra le formazioni affioranti nel massiccio
della Bernadia. Legenda: PRP - Arenaria di Preplans (Aquitaniano);
SVO – Arenarie e marne di Savorgnano (Ypresiano p.p.); GRI –
Flysch del Grivò (Selandiano sup. – Ypresiano p.p.); SRF – Scaglia
rossa friulana (Maastrichtiano); CMC – Calcare del Monte Cavallo
(Albiano sup. – Cenomaniano); CEL – Calcare del Cellina
(Hauteriviano - Albiano p.p.).
A partire dal Paleocene medio-superiore anche l’area in
esame cominciò ad essere interessata dalla sedimentazione
torbiditica con il Flysch del Grivò (qui del Selandiano
superiore - Ypresiano p.p.). Tale unità è caratterizzata da
imponenti megastrati formati in gran parte da materiale
proveniente dallo smantellamento della piattaforma carbonatica
ed intercalati con depositi torbiditici silicoclastici più distali
(CATANI & TUNIS, 2000). La sedimentazione torbiditica
proseguì nel resto dell’Ypresiano con la deposizione delle
facies prevalentemente fini appartenenti alle Marne e arenarie
di Savorgnano (ZANFERRARI et al., 2008).
L’area prealpina giulia venne raggiunta dal fronte dinarico
nell’Eocene medio-superiore, incorporata in esso e sollevata,
subendo quindi erosione subaerea fino alla fine dell’Oligocene.
Localmente, alcuni isolati lembi di “molassa” di età
aquitaniana (Arenaria di Preplans) poggiano in discordanza o
in paraconcordanza sulle successioni torbiditiche paleogeniche
(Fig. 2).
ASSETTO STRUTTURALE
Il massiccio della Bernadia è stato per lungo tempo
interpretato come una anticlinale asimmetrica ad asse WNW–
ESE e vergenza meridionale, definito come "ellissoide" a causa
delle evidenti chiusure laterali sia verso SE che verso NW
(FERUGLIO, 1925). L’assetto strutturale è in realtà dato da una
LA CARTA GEOLOGICA DEL MASSICCIO DELLA BERNADIA
169
pila di unità tettoniche dinariche, successivamente rideformate
nell’evento contrazionale Neoalpino.
Il primo e fondamentale evento deformativo è quello
connesso alla propagazione della Catena Dinarica esterna di età
cretacica superiore - paleogenica, che nelle Prealpi friulane
centro-orientali ha dato origine ad un complesso sistema di
sottili sovrascorrimenti di copertura con vergenza occidentale
(POLI, 1994; MERLINI et alii, 2002; PONTON, 2007). Il fronte
dinarico esterno è oggi rappresentato dal sovrascorrimento
sepolto di Palmanova che corre, sigillato dalla successione
miocenica, con direzione NNW-SSE nel settore SW della
pianura friulana centrale. L’evento deformativo dinarico ha
determinato un raccorciamento crostale in direzione est-ovest
che nell’area prealpina giulia può essere valutato
complessivamente dell’ordine di alcune decine di km.
I thrust e le strutture minori ad essi associate coinvolgono
intensamente tutte le unità stratigrafiche presenti. Essi hanno
una direzione compresa fra NW-SE e NNW-SSE e trasporto
tettonico verso SW-WSW (Figg. 3 e 5). Generalmente
presentano una traiettoria a gradini, in cui rampe, anche a forte
angolo, e flat si susseguono con diverse geometrie anche in
funzione della litologia attraversata.
I thrust sono accompagnati da ampie zone di taglio sulle
quali si osservano strutture s/c e duplex. Entro il flysch
arenitico-marnoso la deformazione si è propagata
principalmente lungo i piani di strato, con zone di taglio a
basso angolo. Nelle sequenze a stratificazione più massiccia
(calcari di piattaforma e livelli calciruditico-calcarentici dei
megastrati torbiditici) le geometrie delle rampe possono
presentarsi spesso ad alto angolo accompagnate da intenso
clivaggio stilolitico (POLI, 1994).
Frequente è la tettonica di inversione: le superfici di faglia
estensionale a medio-alto angolo del Cretacico superiore sono
spesso invertite come rampe frontali dalla tettonica
compressiva dinarica (Fig. 4).
Fig. 3 – Particolare della rampa frontale a vergenza SW del sistema di
thrust del M. Lanta rappresentato in Fig. 4 (Ponte del Brisicul, T.
Cornappo). Sono evidenti le strutture di duplicazione. La struttura è
impostata nei calcari di piattaforma interna (Calcare del Cellina).
La struttura più interessante e meglio esposta è quella che si
sviluppa lungo la valle del T. Cornappo, presso il M. Lanta
(Figg. 3 e 4). Qui una serie di superfici di movimento con
geometria a gradini, che coinvolgono sia i carbonati di
piattaforma che le successioni torbiditiche, forma un foreland
dipping duplex plurichilometrico con inversione delle strutture

170 M. ELIANA POLI
Fig. 4 – Sezione geologica attraverso il massiccio della Bernadia. Si noti presso il M. Lanta la zona di raccorciamento dinarica SW-vergente che appila le
successioni cretaciche di piattaforma interna (CEL) sulle unità di piattaforma esterna (CMC) e sulle successoni torbiditiche paleocenico - eoceniche.
Legenda: SVO – Arenarie e marne di Savorgnano (Ypresiano p.p.); GRI – Flysch del Grivò (Selandiano sup. – Ypresiano p.p.); CMC – Calcare del
Monte Cavallo (Albiano sup. – Cenomaniano); CEL – Calcare del Cellina (Hauteriviano - Albiano p.p.).
di collasso tardo cretaciche e una traslazione stimata di oltre
due km. Tali orizzonti di duplicazione sembrano avere come
scollamento basale il sovrascorrimento della Bernadia,
individuato nel pozzo AGIP Bernadia 1 (MARTINIS, 1966) ad
una profondità dal piano campagna di circa 1.235 m. Tale
superficie di accavallamento sovrappone le facies di rampa del
Calcare ad Ellipsactinie (Giurassico sup.) alle successioni
torbiditiche del Flysch del Grivò. Una serie di anticlinalisinclinali
di rampa, anche a sviluppo chilometrico, accompagna
la propagazione della deformazione per thrust.
A partire dal Miocene medio e fino all’Attuale l’area
friulana è stata coinvolta in un secondo evento contrazionale,
quello Neoalpino. All’interno dell’evento Neoalpino sono state
riconosciute due fasi deformative principali. La prima è
collocata nel Miocene superiore (forse anche parte del Pliocene
inferiore) ed è responsabile degli accavallamenti SSE-vergenti
a direzione media N70°E che caratterizzano il settore veneto e
friulano. La seconda (Pliocene - Olocene) ha dato origine alle
strutture compressive più esterne e recenti (spesso ancora
cieche nella pianura) ad andamento tra WSW-ENE e WNW-
ESE. Dal Miocene superiore al Pleistocene σ1 è oscillato
ripetutamente fra NW-SE a NNW-SSE (CAPUTO et alii, 2003).
Nell’area in esame l’associazione strutturale neoalpina è
data da sovrascorrimenti pellicolari a basso angolo, a direzione
tra WSW-ENE e WNW-ESE e senso di trasporto verso
meridione (Fig. 5), cui si accompagnano anticlinali di rampa e
pieghe per propagazione di faglia. La deformazione è di solito
accompagnata da un sistema di faglie verticali coniugate, con
movimento trascorrente destro sulle faglie a direzione NW-SE
e sinistro su quelle a direzione prevalente N-S.
La compressione neoalpina, quasi ortogonale alla direzione
di propagazione paleogenica, ha dato luogo alla deformazione
delle unità tettoniche dinariche, che presentano sia rotazioni
degli assi di piega che geometrie a duomo-bacino a tutte le
Fig. 5 – Proiezioni stereografiche di superfici di movimento e relativi indicatori cinematici misurate nel massiccio della Bernadia. A sinistra, quelli legati
all’evento dinarico (1= 232/10); a destra quelli legati alle fasi deformative neogeniche: 1 = 300/08 (fase deformativa miocenico – ?pliocenica inf.) e
1 = 161/02 (fase pliocenico-quaternaria).
scale. Spesso la propagazione della deformazione neoalpina
avviene riutilizzando come rampe oblique o frontali le superfici
di accavallamento dinarico a basso angolo.
La presenza alla base dei sovrascorrimenti di Buia e
Periadriatico (segmento Gemona–Kobarid) di isolati lembi di
Arenaria di Preplans (Miocene inferiore), indica che queste
strutture hanno agito durante l’evento contrazionale neoalpino.

L’analisi delle linee sismiche industriali a riflessione della
pianura ha confermato che anche il sovrascorrimento Susans -
Tricesimo, ritenuto da molti AA. la sorgente sismogenica del
terremoto del Friuli del 1976, ha agito in epoca neogenicoquaternaria
in quanto disloca di oltre 2 km le sequenze basali
della “molassa” sudalpina (BURRATO et al., 2008).
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 172-175, 5 ff.
Geometria, cinematica e attività pliocenico-quaternaria del sistema di
sovrascorrimenti Arba-Ragona (Alpi Meridionali orientali, Italia NE).
ABSTRACT
Geometry, kinematics and Pliocene-Quaternary activity of the Arba-
Ragogna thrust-system (Eastern Southern Alps, NE Italy)
New stratigraphic, geomorphologic and structural data let to delineate the
Pliocene - Quaternary activity of the Arba-Ragogna thrust-system that belongs
to the front of the eastern Southalpine Chain, a S-SE verging thrust-belt in
evolution from middle Miocene to Present. Geometry and kinematic of the
Arba-Ragogna thrust-system were recognised both using structural survey and
industrial reflection seismic profiles. The system is arranged as a S-SE verging
and about WSW-ENE striking imbricate fan of medium to low-angle thrusts.
The outermost is the Arba-Ragogna blind thrust. Its long–lasting activity is
testified by the angular unconformities between the Upper Miocene, Upper
Pliocene and Pleistocene stratigraphic units. A vertical slip rate of about 0.19
mm/a was calculated for the Arba –Ragogna thrust during the last 21000
years. The Arba-Ragogna thrust is one of the seismogenic sources capable to
generate earthquakes with M6 in the Veneto-Friuli region, but it cannot be
related to historical earthquakes. It indicates that it is one of the “silent”
seismogenic source of the eastern Southern Alps.
Key words: thrust tectonics, embricate thrust-system,
seismogenic sources, eastern Southern Alps, Friuli.
INQUADRAMENTO REGIONALE
Il sistema strutturale Arba-Ragogna fa parte del fronte
pliocenico-quaternario della catena Sudalpina orientale (ESC),
caratterizzata da sovrascorrimenti a direzione media WSW-
ENE e WNW-ESE e vergenza meridionale che si estendono dai
Monti Lessini fino all’area di confine italo-slovena (Fig. 1). La
catena Sudalpina orientale è una tipica catena a
sovrascorrimenti sia di basamento che pellicolari con pieghe
per propagazione di faglia, fault bend folds, zone a triangolo e
ventagli embricati di faglie come strutture prevalenti.
Secondo MASSARI (1990), FANTONI et alii (2002),
CASTELLARIN et alii (1992), CASTELLARIN & CANTELLI (2000),
CASTELLARIN et alii (2006), l’ESC ha acquisito il suo assetto
strutturale fondamentale durante la fase deformativa
serravalliano - tortoniana. Questa fase deformativa, sviluppatasi
con un σ1 orientato circa NNW-SSE, ha dato luogo ad una
_________________________
M. ELIANA POLI (*), ADRIANO ZANFERRARI (*) & GIOVANNI MONEGATO (**)
(*)Dipartimento di Georisorse e Territorio - Università di Udine; e-mail:
eliana.poli@uniud.it
(**)Dipartimento di Geoscienze – Università di Padova; e-mail:
giovanni.monegato@unipd.it
serie di thrust a direzione media WSW - ENE e vergenza SSE,
tra i quali il principale per importanza regionale è quello della
Valsugana, che nella zona di Agordo e lungo la valle del Piave
fa sovrascorrere le sequenze metamorfiche varisiche al di sopra
dei terreni permo-mesozoici. Durante il Serravalliano -
Messiniano il rapido avanzare verso SSE del fronte della
catena Sudalpina orientale in forte sollevamento ha determinato
la formazione di una avanfossa con depocentro nell’area
prealpina veneta orientale e friulana e di un cuneo clastico,
potente oltre 3000 m nelle Prealpi venete e oltre 2.500 m in
quelle carniche (MASSARI et alii, 1986b; FANTONI et alii, 2002;
ZANFERRARI et alii, 2008). La successione serravallianomessiniana
che attualmente affiora nell’area collinare sia veneta
che friulana, è stata intensamente coinvolta nel sistema di
sovrascorrimenti frontali neogenico-quaternari. Con la
deposizione del conglomerato del Montello (Tortoniano
superiore-Messiniano inferiore) l’avanfossa viene colmata e
diventa, nel Pliocene e soprattutto nel Quaternario, un bacino di
avampaese moderatamente subsidente.
Fig. 1 – Schema tettonico dell’Italia NE e della Slovenia occidentale (da
BURRATO et alii, 2008).
Il successivo intervallo pliocenico-quaternario è
contraddistinto dall’attivazione e dall’evoluzione del sistema di
sovrascorrimenti che caratterizzano il margine meridionale dei
rilievi prealpini (Montello - Friuli belt in CASTELLARIN et alii,
2006) e parte del sottosuolo della pianura friulana centroorientale,
formando il fronte più esterno della catena. I thrust
sono ciechi nella pianura la cui superficie presenta comunque
varie evidenze di deformazioni e dislocazioni anche

ecentissime. In generale evidenze di deformazioni recenti sono
date da anticlinali di crescita, paleosuperfici quaternarie
sollevate e tiltate e anomalie di drenaggio (Galadini et alii,
2005). La direzione di raccorciamento pliocenicoquaternaria,
legata ad un 1 distribuito a ventaglio tra
NNW-SSE e NNE-SSW procedendo da ovest a est, varia da
NW-SE a NNW-SSE. Questo fatto, legato alla forma del
cuneo di avampaese che si affonda sotto al fronte sudalpino
orientale e alle numerose eredità strutturali mesoalpine
presenti, trova una conferma nella distribuzione della
sismicità minore (Bressan et alii, 1998).
Lungo il margine meridionale dell’ESC il raccorciamento
e l’inspessimento crostale in atto sono testimoniati anche
dell’intensa attività sismica che caratterizza il Veneto e il
Friuli centrale (SLEJKO et alii, 1989, POLI et alii, 2002;
GALADINI et alii, 2005; BURRATO et alii, 2008). A questo
proposito il catalogo Working Group CPTI (2004) riporta per
l’area veneto-friulana numerosi terremoti storici e strumentali
con magnitudo compresa fra il 6 e il 7: 1117 (Verona), 1348
(Carnia), 1695 (Asolo), 1873 (Belluno), 1936 (Bosco del
Cansiglio) e 1976 (Friuli).
IL SISTEMA ARBA – RAGOGNA
Nuovi dati stratigrafici, geomorfologici e strutturali
(Progetti CARG–FVG, PRIN e GNDT) hanno permesso di
delineare le caratteristiche geometriche e cinematiche e
l’evoluzione pliocenico- quaternaria del sistema di
sovrascorrimenti Arba-Ragogna, che interessa la zona prealpina
carnica fra Maniago e Ragogna e l’antistante pianura.
I dati strutturali sono stati ottenuti sia avvalendosi del
rilevamento geologico-strutturale di terreno che dall’analisi di
a)
b)
Pli
Aq - La
linee sismiche industriali dell’area. Il sistema Arba-Ragogna è
Q
IL SISTEMA DI THRUST ARBA-RAGOGNA (FRIULI)
Se - Me
J -K
Pal - Eoc
Fig. 2 – Sezione sismica industriale al fronte del sovrascorrimento Arba–
Ragogna (a) e sua interpretazione geologica (b). Il sistema è formato da più
superfici di accavallamento SSE-vergenti.
173
composto da un fascio embricato di sovrascorrimenti Svergenti
a direzione media WSW-ENE. La geometria dei thrust
più esterni è caratterizzata da forte inclinazione nel tratto superficiale,
localmente fino a subverticale (Fig. 2). Le faglie diventano a mediobasso
angolo tra 1-3 km di profondità, in quanto tendono a formare flat
nelle litologie meccanicamente più deboli come la marna di Tarzo (con
scollamento al top del “Gruppo di Cavanella”) e il flysch di Clauzetto
(con scollamenti al tetto della Piattaforma Carbonatica Friulana).
In pianta le tip line dei sovrascorrimenti descrivono un
andamento arcuato, formando talora locali strutture
transpressive nelle zone di interferenza e di sovrapposizione tra
le rampe.
Una caratteristica fondamentale del sistema di
accavallamenti è la presenza di faglie fuori-sequenza (Fig. 3).
Si tratta in vari casi di faglie inverse che si originano nella zona
di cerniera di anticlinali frontali; in altri casi si tratta di
accavallamenti a basso angolo (20-30°) che tagliano le strutture
Fig. 3 – Profilo geologico NW-SE attraverso il Monte di Ragogna. Si notano:
l’anticlinale di rampa frontale del sovrascorrimento Arba-Ragogna che è
tagliata da un thrust fuori sequenza nella zona di cerniera e il
sovrascorrimento cieco Arba Ragogna il cui movimento ha determinato una
serie di discordanze angolari fra i terreni miocenico-quaternari.
Legenda: Mon 1, 2,3, conglomerato del Montello (Tortoniano – Messiniano
superiore); SPX: conglomerato di San Pietro di Ragogna (Pliocene superiore-
Pleistocene inferiore); URP, SF, SPB: depositi pleistocenici; POI, UIN:
depositi olocenici .
plicative e disgiuntive regionali (di regola a forte inclinazione
fino a subverticali), con rigetti, per quanto è stato possibile
osservare, di ordine decametrico-ettometrico. Nell’area
Sequals-Castelnovo-Ragogna, l’anticlinale di rampa frontale
presenta una immersione assiale di circa 15-20° verso WSW.
I rapporti di sovrapposizione degli indicatori cinematici
misurati sulle superfici di faglia mostrano la tendenza alla
rotazione della direzione di contrazione dal Miocene superiore
(attorno a N135°) al Quaternario (fino a N 180-190°) (Fig. 4).
La faglia basale del sistema, il sovrascorrimento Arba –
Ragogna (AR), è cieca nella sua porzione occidentale, mentre
affiora per alcuni km all’estremità orientale, dove risulta essere
tagliato dal sovrascorrimento Susans-Tricesimo (sorgente del
terremoto del Friuli del 1976). La faglia AR è SSE-vergente,
con direzione media ENE-WSW, e mostra un rigetto verticale
attorno ai 250 m della base dei depositi quaternari (Fig. 2).
Nella zona di Ragogna (Fig. 3), la faglia e l’anticlinale di
rampa frontale in crescita fra il Messiniano e l’Attuale,
evidenziano rispettivamente una serie di rigetti decrescenti e di
discordanze angolari fra le varie unità stratigrafiche di età
compresa fra il Messiniano e il Pleistocene superiore (PAIERO
& MONEGATO, 2003). Dai rapporti stratigrafici si ricava una
velocità media di sollevamento di circa 0,19 mm/a per
l’intervallo LGM-Attuale (GALADINI et alii, 2005).

174 POLI M. ELIANA ET ALII
Fig. 4 – proiezione stereografica dei vettori di movimento misurati sulle
superfici di faglia del fronte Neoalpino nell’area Maniago-Ragogna.
Lungo la tip line della faglia AR sono evidenti importanti
deformazioni morfotettoniche, come la scarpata di circa 4 m di altezza
che per oltre 2 km corre nella pianura tra Lestans e Valeriano e le forti
anomalie del drenaggio dei torrenti Gerchia, Cosa e del Rugo di
Valeriano.
Recentemente GALADINI et alii (2005) e BURRATO et alii
(2008) hanno studiato le sorgenti sismogeniche presenti al
fronte del Sudalpino orientale. Sulla base delle osservazioni
effettuate, gli AA ritengono che il sovrascorrimento AR sia
potenzialmente sismogenico, ma alla corrispondente sorgente
Fig. 5 – Effetti di fenomeni di liquefazione nei depositi lacustri del
Pleistocene medio nel tetto del sovrascorrimento Arba -Ragogna (Rugo di
Valeriano).
sismica parametrizzata (sorgente di Sequals) non è stato
possibile associare alcun terremoto storico. La struttura, quindi,
nonostante le forti evidenze morfotettoniche, fra cui anche
sismiti (Fig. 5), risulta essere silente perlomeno nell’arco si
tempo indagato e coperto dai cataloghi.
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IL SISTEMA DI THRUST ARBA-RAGOGNA (FRIULI)
175

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 176-178, 3ff.
Evidenze di tettonica recente ed attiva nel settore esterno sepolto
dell’Appennino centrale abruzzese.
ABSTRACT
Evidence of recent and active tectonics in the buried external sector of
the Abruzzi central Appennines.
In order to identify evidence of active tectonics in the buried external
sector of the Abruzzi central Appennine chain a combined geologicalstructural
and morphometric study has been carried out east of the Maiella
thrust front (Orsogna area). In this area, indeed, although historical seismicity
has been documented (e.g., Orsogna 1881, Maw 5.6), the location and nature
of the seismogenic source is still largely debated. The detailed geologicalstructural
mapping, the distribution of various orders of Quaternary alluvial
terraces and the evaluation of geomorphic indices, allowed us to assume the
existence of an area characterised by Quaternary "localised uplift", superposed
to the “regional doming” affecting the overall Apennine chain.
Based on these results, although still preliminary, we interpret the
localised uplift in the Orsogna area as connected to the growth of a blind fault,
active at least from the Middle Pleistocene.
Key words: Abruzzi central Appennines, Active tectonics,
external sector of the Chain, morphometric analyses, uplift
and drainage response.
INTRODUZIONE
L’area di studio è ubicata subito ad oriente dell’anticlinale
carbonatica della Maiella, in corrispondenza del fronte sepolto
della catena centro-appenninica abruzzese (Fig. 1). I terreni
affioranti in tale settore sono costituiti, principalmente, dai
depositi silicoclastici argilloso-sabbiosi e conglomeratici della
Formazione Mutignano (Pliocene superiore - Pleistocene
inferiore). In generale, i termini più recenti di questa
Formazione sono tiltati verso l’Adriatico costituendo una
blanda monoclinale immergente verso (N)NE.
L’assetto geologico-strutturale del sottosuolo, ottenuto
dall’interpretazione dei dati di sismica a riflessione, invece,
evidenzia una serie di anticlinali, la più interna delle quali è
nota in letteratura come struttura di Casoli-Bomba (CASNEDI
1981; PATACCA et alii, 1992). Tali pieghe, orientate
prevalentemente NNW-SSE, si sono sviluppate a seguito della
propagazione verso oriente di un accavallamento principale con
_________________________
(*) Università «G. D’Annunzio» di Chieti. Dipartimento di Scienze della
Terra - Campus Universitario Madonna delle Piane - Via dei Vestini 30
- 66013 Chieti Scalo (CH).
Lavoro eseguito con il contributo finanziario dell’Università.di Chieti (resp.
A. Pizzi).
GIUSEPPE POMPOSO (*) & ALBERTO PIZZI (*)
geometria ramp-flat-ramp dal quale si dipartono una serie di
splay minori. In particolare le strutture più esterne coinvolgono
le unità alloctone molisane e le coperture silicoclastiche
neogeniche (CALAMITA et alii, 2002).
Tuttavia la carenza di dati sismici risolutivi nei livelli più
pellicolari non ha permesso di vincolare il coinvolgimento, o
meno, delle coperture tardoquaternarie nella deformazione e
quindi di diagnosticare un’eventuale attività recente di tali
elementi.
Inoltre, sulla base di studi storico-archivistici tale zona è
stata proposta come l’area epicentrale dell’evento sismico del
1881, cui è stata attribuita una Maw pari a 5.6 e Io pari a 8 con
massimi effetti ad Orsogna (BOSCHI et alii, 1997; MONACHESI
e STUCCHI, 1997 Gruppo di Lavoro CPTI, 2004; GALADINI et
alii, 2006).
Tuttavia, non esistono ancora ipotesi chiare sulla
localizzazione e sulla natura geologica della sorgente
sismogenetica responsabile per questo evento. Infatti, l’attività
dei sovrascorrimenti in questo settore è generalmente
considerata terminata al Pleistocene inferiore (CASNEDI 1981;
PATACCA et alii, 1992). Per contro, non si hanno evidenze,
nell’area, degli effetti del regime estensionale proprio delle aree
della dorsale appenninica (PIZZI et alii, in stampa).
Fig. 1 – Schema geologico-strutturale dell’area analizzata (modificato da
Calamita et alii, 2002).

EVIDENZE DI TETTONICA RECENTE ED ATTIVA NEL SETTORE DELL’APPENNINO CENTRALE ABRUZZESE
METODOLOGIA
Al fine di valutare la possibile attività tardoquaternaria delle
strutture osservate, sono stati eseguiti dettagliati studi
geologico-strutturali di terreno affiancati da analisi di tipo
morfometrico sui principali elementi del reticolo idrografico
dell’area.
Analisi geologico-strutturale
Il rilevamento geologico di dettaglio ha permesso di
individuare, nell’area localizzata a sud-ovest dell’abitato di
Osogna, un settore nel quale le giaciture misurate nella
Formazione Mutignano hanno un’immersione verso NW (Fig.
2a-b), in netta contrapposizione con il quadro giaciturale
misurato nell’ambito del rilevamento CARG del Foglio Chieti
(AA.VV., in stampa), che denota, per tali depositi, un regionale
assetto in monoclinale con immersione verso (N)NE (Fig.2c).
Inoltre è stato effettuato uno studio di dettaglio sui depositi
alluvionali terrazzati relativi al Torrente Moro il cui bacino
idrografico attuale risulta totalmente inscritto all’interno dei
depositi argilloso-sabbiosi della Formazione Mutignano. In
particolare, è stato osservato come i depositi alluvionali relativi
ai due ordini di terrazzo più antichi – attribuiti rispettivamente
alla parte basale ed a quella sommitale del Pleistocene medio –
risultino costituiti quasi esclusivamente da ciottoli di natura
carbonatica e quindi correlabili con un’area di alimentazione
esterna a quella del bacino idrografico attuale.
Fig. 2 – Panoramica dei depositi argillosi della Formazione Mutignano a
sud dell’abitato di Orsogna (a). Particolare delle argille immergenti verso
NW (b). Proiezione stereografica delle giaciture misurate nell’ambito del
rilevamento CARG del Foglio Chieti per la Formazione Mutignano (c)
(AA. VV. in stampa).
177
Analisi Morfometriche
La difficoltà di individuare evidenze di deformazione
tardoquaternaria sulla base dei dati geologici di superficie,
imputabile principalmente alla natura argillosa dei depositi
affioranti, ha fatto si che lo studio geologico-strutturale di
terreno venisse integrato con una serie di analisi morfologiche e
morfometriche effettuate sui reticoli di drenaggio.
Attraverso l’interpretazione di foto aeree e l’analisi di DEM
(risoluzione pixel 20mx20m) mediante l’utilizzo di softwares
dedicati, è stato creato un database contenente i principali
elementi del reticolo idrografico.
Tra gli indici calcolati durante l’analisi morfometrica, lo
Stream Length Gradient Index (SL) (HACK, 1973; KELLER &
PINTER, 2001) estratto per circa 30 corsi d’acqua, è risultato
particolarmente utile al fine di avere un quadro regionale e
dettagliato delle anomalie presenti nelle variazioni del
gradiente topografico del reticolo idrografico (Fig.3).
Tutti i dati ricavati sia dal rilevamento geologico-strutturale
Fig. 3 – Schema litologico dell’area con sovrapposizione dei valori
dell’SL calcolati. L’ellisse in tratteggio evidenzia i valori anomali.
che dalle analisi geomorfiche quantitative sono stati
successivamente integrati in un geo-database con lo scopo di
poter fruire contemporaneamente di tutte le informazioni
disponibili.
DISCUSSIONE
Partendo dai dati di terreno è possibile quindi ricostruire
l’evoluzione recente del settore analizzato considerando la
presenza di un paleo-reticolo di drenaggio che costituiva il
collettore tra le zone di approvvigionamento carbonatiche
(anticlinale della Maiella) ed i depositi alluvionali terrazzati del
Pleistocene medio attualmente localizzati all’interno del bacino
idrografico del Torrente Moro. Questo paleo-reticolo di

178 G. POMPOSO & A. PIZZI
drenaggio, qui denominato “Paleo-Aventino”, avrebbe avuto un
asse orientato NNE-SSW, coerente con l’andamento regionale
delle principali aste fluviali in questo settore della fascia
periadriatica abruzzese. Successivamente, la presenza di un
settore in sollevamento, avrebbe costituito un ostacolo per lo
scorrimento del “Paleo-Aventino” il quale è stato quindi
soggetto ad una diversione. A tale fenomeno è associabile la
cattura del “Paleo-Aventino” da parte del Fiume Sangro, tuttora
osservabile.
Inoltre l’ipotesi di un’anticlinale in crescita riuscirebbe a
giustificare: i) la presenza di patterns radiali che
delimiterebbero il settore frontale e meridionale della piega; ii)
la presenza di deflessioni localizzate nel fianco orientale della
struttura, verosimilmente associabili al plunge della piega; iii)
la serie di catture osservabili nella porzione meridionale
dell’area studiata; iv) la presenza di estesi tratti del reticolo ad
andamento E-W associabili a fenomeni di tilting differenziale.
CONCLUSIONI
Nel settore esterno sepolto dell’Appennino centrale
abruzzese lo studio geologico-strutturale dei depositi marini
plio-pleistocenici e la distribuzione dei vari ordini di terrazzi
alluvionali quaternari hanno permesso di ipotizzare l’esistenza
di un “sollevamento localizzato” nell’area di Orsogna durante il
tardoquaternario, concomitante al doming regionale dell’intera
area appenninica.
I risultati delle analisi geomorfiche quantitative ottenuti per
il Torrente Moro e per i corsi d’acqua circostanti mostrano la
presenza di anomalie del reticolo idrografico. La polarità e la
distribuzione di queste anomalie sono coerenti con una risposta
del reticolo idrografico ad un settore in sollevamento nell’area
di Orsogna.
In base ai risultati ottenuti, sebbene ancora preliminari,
interpretiamo tali fenomeni di sollevamento come associabili
all’attività di crescita di una struttura tettonica cieca, attiva
nell’area almeno dal Pleistocene medio.
Si sottolinea, inoltre, come l’area di massima intensità
dell’evento sismico del 10 settembre 1881 troverebbe
collocazione all’interno del settore evidenziato dal presente
lavoro.
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 179-182, 2 ff.
Analisi in profondità di strutture mesoalpine e neoalpine nelle Alpi
Meridionali orientali
ABSTRACT
Depth analysis of mesoalpine and neoalpine structures
To better analyse the superimposition between structures of mesoalpine
(1-NE-SW) and neoalpine (1 from N-S to NW-SE) phases and to study the
complex system of reactivations, some deep geologic sections have been
realized. Five sections are about N-S or NW-SE oriented, they cut the principal
neoalpine structures; two of them are remakes from already published sections
(Carulli & Ponton,1992 e Merlini et alii, 2002).
A long section SW-NE cuts orthogonally the others sections and the
mesoalpine structures. So we can reconstruct a more correct reasoned scheme
of this part of South-alpine orogenic belt. For the first time the deep interaction
between orthogonally fault planes and their three-dimensional wideness has
been analyzed. It is clear, for all the principal structures, the basement
involvement and the common decollement horizons in the Permian and
Carnian evaporitic units. Mesoalpine frontal ramps became lateral or oblique
in the first successive phases and then they are cut and translate.
In this work only one section is presented, the Pontebba-Bernadia well-
Tricesimo, modified from Merlini et alii (2002) where are represented the
principal structures: Val Dogna and M. S. Simeone lines, mesoalpine in
origin, are folded from the neoalpine anticline ramp, while the Bernadia line is
cut from the neoalpine plane and the Cividale line is partly a reactivation of
the mesoalpine plane.
Key words: Friuli, Southern Alps, thrust tectonics, poliphasic
deformations.
Parole chiave: Friuli, Alpi Meridionali, tettonica compressiva,
deformazioni polifasiche.
INTRODUZIONE
MAURIZIO PONTON (*)
Il problema della ricostruzione in profondità delle strutture
tettoniche nel settore orientale delle Alpi Meridionali emerge
periodicamente e fino ad oggi è stato affrontato ricostruendo
sezioni geologiche più o meno bilanciate orientate
generalmente N-S (CASTELLARIN et alii, 1980; ROEDER, 1992;
ROEDER & LINDSEY 1992; CASTELLARIN et alii, 2006) cioè
analizzando i piani di faglia come di prevalente origine
neoalpina (1 da N-S a NW-SE) e solo in parte considerando
anche i piani di origine mesoalpina (1 NE-SW) (CARULLI &
PONTON, 1992; MERLINI et alii, 2002; POLI et alii, 2002).
Vari sono i lavori che provano la polifasatura di questo
settore di catena (DOGLIONI & BOSELLINI, 1987; VENTURINI,
1990; DOGLIONI, 1992; CAPUTO, 1996, 1997, 2008; POLI
1995,1996; POLI & ZANFERRARI, 1995; PONTON, 2002;
PONTON, 2007).
L’interferenza fra strutture orientate diversamente fra loro,
impostatesi lungo piani i cui angoli di inclinazione sono
fortemente influenzati dalle varie strutturazioni precedenti, sta
alla base del complesso edificio delle Alpi Meridionali orientali
e in particolare dell’area friulana e giulia.
Tutti gli autori concordano sulla presenza di deformazioni
determinate da tre fasi orogeniche principali: ercinica,
mesoalpina e neoalpina. Per quest’ultima si sono poi
individuati vari stadi fra i quali il più discusso, per le poche
evidenze è quello insubrico del Cattiano-Burdigaliano
(CASTELLARIN et alii, 1992; CAPUTO et alii, 2002; PONTON &
VENTURINI, 2002; ZANFERRARI et alii, 2002; GALADINI et alii,
2005).
METODOLOGIA
Nel presente lavoro e in quelli che seguiranno si è cercato di
ricostruire in profondità le relazioni geometriche tra le strutture
attivate durante le fasi mesoalpina e neoalpina prestando
attenzione alle zone di interferenza fra i piani di faglia.
Assunto che per tutti i piani di scorrimento i livelli di
scollamento principali sono gli stessi e cioè quelli nelle unità
evaporitiche del Permiano superiore e del Triassico superiore,
per quanto riguarda le rampe, spesso si impostano in
corrispondenza di paleofaglie con componente distensiva del
Triassico sup.- Giurassico inf. e del Cretacico sup. e nelle fasi
compressive successive giocano un ruolo diverso a seconda
della direzione di massima compressione per cui una stessa
porzione di piano già esistente passa da rampa frontale a
laterale o obliqua e viceversa.
Al fine di analizzare queste relazioni sono state realizzate
(fig. 1) più sezioni geologiche profonde in gran parte orientate
circa N-S, che tagliano ortogonalmente le principali strutture
neoalpine; esse seguono quelle già realizzate da CARULLI &
PONTON (1992) e da MERLINI et alii, 2002 che per l’occasione
sono state riviste e rimodellate. Infine una sezione orientata
circa SW-NE taglia tutte queste sezioni intercettando in
ortogonale le principali strutture mesoalpine nei loro tratti più
_________________________
(*) Dipartimento di Scienze Geologiche, Ambientali e Marine, Via Weiss 2
- 34127 Trieste – ponton@units.it

180 M. PONTON
Fig. 1 – Schema strutturale aggiornato delle Alpi Meridionali orientali e ubicazione delle sezioni geologiche. Structural updated scheme of Eastern Southern
Alps and location of the geological sections.
1 M. Palombino-M. Cavallo-Caneva; 2 M. Peralba-Forni di Sotto-Carpacco; 3 M. Polinik-M.Dauda-Flaibano (da:Carulli & Ponton, 1992 modif.); 4 Weidegg-
M.Amariana-M.S. Simeone-San Daniele; 5 Pontebba-Pozzo Bernadia-Tricesimo (da: Merlini et alii, 2002 modif.); 6 Tarvisio-M.Canin-M.Cavallo.
evidenti in affioramento e cioè nella fascia pedemontana.
I dati immessi sono quelli di superficie e bibliografici più
aggiornati (oltre ai già citati, anche: PLACER, 1999; CARULLI,
2006; ZANFERRARI et alii, 2006a, 2006b; PONTON, 2008) e
quelli indiretti gravimetrici e magnetici (CATI et alii, 1989),
sismici a riflessione e sismologici (MERLINI et alii, 2002; POLI
et alii, 2002; NICOLICH et alii, 2004; GALADINI et alii, 2005).
La ricostruzione in profondità delle geometrie con sezioni
geologiche incrociate è risultata complessa ma abbastanza
soddisfacente nei settori prealpini, mentre per la porzione più
interna della catena le variabili sono notevolmente più
numerose. Entrano maggiormente in gioco le variazioni di
spessore e di facies delle formazioni, le strutture estensionali
mesozoiche (CARULLI et alii, 2002) e, nei settori settentrionali,
le unità erciniche che interessano le successioni precarbonifere.
Queste ultime unità, insieme a quelle del Permo-
Carbonifero, si sono assunte come un basamento generalizzato
come quello a bassa suscettività magnetica presente al di sotto
delle evaporiti permiane e della successione mesozoica
dell’avampaese.
In sintesi questo lavoro attraverso un’analisi di geometrie
non piane e non cilindriche si propone un primo livello di
interpolazione delle strutture delle due fasi deformative,
sezionate in più punti e in direzioni diverse, individuando i
piani di scollamento e di scorrimento, i punti di cut-off e quindi
i più probabili raccorciamenti. Naturalmente se un obbiettivo è
quello di rendere bilanciabili le sezioni, per il momento questo
lavoro rappresenta un primo tentativo; l’obbiettivo finale è
quello di realizzare una mappa palinspastica dell’area.
DISCUSSIONE
Uno dei risultati più immediati derivanti dall’incrocio fra
più sezioni è stato quello della revisione delle sezioni
precedentemente pubblicate.
In questa sede si propone una prima rielaborazione della

Fig.2 – Sezione geologica n°5 di fig.1 (da MERLINI et alii, 2002 modif.)
sola sezione di MERLINI et alii (2002) nella quale (sezione 5 di
fig. 1 e fig.2) meglio si delineano le radici delle strutture
mesoalpine, quali: la linea del M Bernadia, troncata e traslata in
fase neoalpina, la linea di Cividale, il cui piano è in parte
riattivato, e la linea di Palmanova, struttura frontale del sistema
mesoalpino.
Durante l’elaborazione delle sezioni sono emerse
interessanti osservazioni che vengono di seguito elencate
brevemente.
Il basamento è praticamente sempre coinvolto in tutte le
strutture analizzate. C’è una strettissima relazione fra il sistema
delle cosiddette linee di Sauris e la linea (o sistema di linee) M.
Dof-M. Auda-M.S. Simeone–Saga; infatti quest’ultima
rappresenterebbe lo scollamento superiore e scorrimento più
avanzato del sistema di Sauris. Le strutture mesoalpine, i cui
piani di scollamento vengono in parte utilizzati nelle fasi
successive, vengono prese in carico all’interno delle strutture
neoalpine e traslate verso S o SE assieme a parti dei loro bacini
di avanfossa; in questo contesto il sistema di Sauris (in origine
mesoalpino e/o insubrico) viene piegato dall’anticlinale da
rampa del sistema neoalpino nella zona dell’alto Tagliamento.
La rotazione antioraria progressiva delle direzioni di massima
compressione da NE-SW (fase mesoalpina) fino a NW-SE
degli stadi più recenti (fase neoalpina) con oscillazioni finali fra
NW-SE e N-S, si riflette nelle complesse relazioni dei piani in
profondità.
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 183
Seismic Evidence of multiple intrusion episodes within the shallow
subsurface of Campi Flegrei and Ischia Island
The reprocessing of old seismic reflection profiles represents
an useful and cost-effective tool to constrain the geologic
structure of a complex tectonic area such as the inner shelf of
Bay of Naples. BRUNO et al., 2002 reprocessed a seismic
dataset collected by OGS (Osservatorio Geofisico Sperimentale
– Trieste) during 1973, reducing some of the limiting effects of
the acquisition phase to gain more informations on the deep
part of Bay of Naples and Campi Flegrei structure. In this
study, the interpretation concerned 13 seismic lines reprocessed
by BRUNO et al., 2002 that spread over an area of about 2000
Km² extending from the northern coast of Ischia and Procida
Island up Sorrento Peninsula. The interpretation of seismic
profiles allowed the delineation of a broad geo-volcanological
and structural framework of the Campi Flegrei area. This
region is well-know for its active volcanism but the crustal
structure beneath the Campi Flegrei – Ischia ridge is still
debated.
Our study confirms previous investigations (FINETTI et al.,
1974; PESCATORE et al., 1984; FLORIO et al., 1999; BRUNO,
2003; AIELLO et al., 2005) on the structure of the Gulf of
Naples basin, but bring new insights into the way magma is
stored within the crust.
In particular, we found evidence of multiple episodes of sill
emplacement at different levels within the crust. Igneous sills
are extraordinarily well imaged on these seismic data because
of a significant contrast in acoustic properties (velocity and
density) between the intruding magma and the sedimentary
host-rock. From the stratigraphic relationships between
sedimentary and intruded rock, we define two episodes of
magma emplacement occurring during Upper Pliocene and Late
Pleistocene, respectively.
Intrusive processes, particularly well imaged below Ischia
Island, could have ultimately be responsible for the rapid uplift
of Ischia resurgent structure. Eventually, we show that
volcanism in the Neapolitan area is a long process operating
episodically from the Upper Pliocene onwards.
_________________________
MICHELE PUNZO (*), PIER PAOLO BRUNO (°) & CLAUDIO FACCENNA (*)
(*)Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli Studi ROMA
TRE, L.go S. Leonardo Murialdo, 1- 00146 Roma, Italy.
(°)Osservatorio Vesuviano, Istituto Nazionale di Geofisica e
Vulcanologia, Via Diocleziano 328 – 80124, Napoli, Italy
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 184-187, 3 ff
Influenza dell’idratazione del cuneo di mantello sull’evoluzione di
un sistema di subduzione oceano/continente: una simulazione
numerica
ABSTRACT
Influence of hydration in the mantle wedge on the evolution of an
ocean/continent system: a numerical simulation
The evolution of an ocean/continent subduction system is simulated by
using a 2D finite elements thermomechanical model. The effects of hydration
in mantle wedge on mantle flow and on crustal recycling is studied for
different hydration rates and maximum depth of dehydration of the oceanic
crust for two selected typical subduction velocities (1 cm/a and 5 cm/a). We
found a direct relationship between the amount of recycled material and the
maximum depth of dehydration. Moreover, the hydration rate and hydration
depth have an important impact on peak pressure and temperature of recycled
continental crust for a subducion rate of 5 cm/a.
Key words: mantle wedge, mantle hydration, ocean/continent
subduction, numerical modeling.
Parole chiave: cuneo di mantello, idratazione del mantello,
subduzione oceano/continente, modellizzazione numerica.
INTRODUZIONE
Numerosi studi su rocce di alta e ultra alta pressione,
connesse allo sviluppo di un margine convergente, hanno
evidenziato come porzioni di crosta continentale e oceanica
coinvolte nella subduzione siano frequentemente associate a
peridotiti idrate. I loro percorsi P-T e i dati geocronologici
suggeriscono una rapida esumazione indotta da un flusso
forzato presente all’interno del cuneo di mantello
suprasubduttivo.
Modelli petrologici (SCHMIDT & POLI, 1998) e le
simulazioni numeriche (GERYA & STOCKHERT, 2005) rivelano
come il processo di deidratazione che coinvolge la litosfera
oceanica in subduzione e la conseguente idratazione del cuneo
di mantello abbiano un contributo fondamentale per
l’instaurarsi di un flusso forzato in grado di trasportare porzioni
di crosta presenti all’interno del cuneo di mantello da elevate
profondità verso la superficie. Su molti aspetti, comunque, la
discussione è ancora aperta.
Per indagare ulteriormente sul ruolo del processo di
idratazione sul meccanismo di ricircolo ed esumazione di
_________________________
MANUEL RODA (*), ANNA MARIA MAROTTA (*) & MARIA IOLE SPALLA (°)
(*)Sezione di Geofisica, Dipartimento di Scienze della Terra “Ardito
Desio”, Università degli Studi di Milano, Italia.
(°)Sezione di Geologia, Dipartimento di Scienze della Terra “Ardito Desio”,
Università degli Studi di Milano, Italia.
materiale crostale, è stato sviluppato un modello numerico bidimensionale
per simulare la subduzione forzata di litosfera
oceanica al di sotto di un margine continentale. Il modello
prevede la progressiva deidratazione della crosta oceanica e
l’instaurarsi di un cuneo di mantello idrato. Lo studio è stato
condotto variando la velocità di convergenza, l’angolo del
cuneo di idratazione e la massima profondità di deidratazione
della crosta oceanica, al fine di valutare l’influenza dei succitati
parametri nei confronti della dinamica all’interno del cuneo e
dell’evoluzione termo-barometrica di porzioni di litosfera
continentale riciclata nel canale di subduzione.
MODELLO NUMERICO
Lo stato fisico del sistema, per ogni intervallo temporale, è
determinato risolvendo le equazioni di continuità, di
conservazione del momento e di conservazione dell’energia,
espresse nella forma:
∇ •( u ) = 0 (1)
−∇p + ∇ •τ + ρ g = 0 (2)
ρCp
∂T
+ u •∇T
=∇• K∇T
∂t
( )+ ρH (3)
secondo l’approccio descritto in MAROTTA & SPALLA,
2007, dove
u rappresenta la velocità, p la pressione, τ lo
stress deviatorico, ρ la densità,
g l’accelerazione di gravità,
Cp la capacità termica a pressione costante, T la temperatura,
K la conducibilità termica e H la produzione di calore per
unità di massa.
La griglia di riferimento di 1400 km di lunghezza e 700 km
di profondità (fig. 1) è composta da 5761 nodi e 2808 elementi
tringolari biquadratici di dimensioni variabili. La
differenziazione composizionale dei vari materiali
caratterizzanti il sistema è stata ottenuta mediante la tecnica
delle particelle lagrangiane (MAROTTA & SPALLA, 2007),
utilizzando circa 1 milione di marcatori distribuiti con densità
di 1 marcatori ogni 0.25 km 2 . Le condizioni al contorno sono
indicate in figura 1. Al fine di permettere la variazione
temporale della topografia, sopra la litosfera si considera uno
strato di aria spesso 8 km. Il modello prevede che la topografia

INFLUENZA DELL’IDRATAZIONE DEL CUNEO DI MANTELLO SULL’EVOLUZIONE DI UN SISTEMA DI
SUBDUZIONE OCEANO/CONTINENTE: UNA SIMULAZIONE NUMERICA
venga istantaneamente erosa, per sedimentare all’interno del
cuneo di accrezione.
Per simulare la progressiva idratazione del cuneo di
mantello suprasubduttivo, conseguente alla deidratazione della
placca oceanica, si è scelto di intervenire sul parametro
viscosità dei singoli materiali che lo caratterizzano. La brusca
riduzione delle velocità sismiche in questa porzione di mantello
fa presupporre l’esistenza di una regione a minore viscosità
rispetto a quelle circostanti, con valori variabili tra 10 18 e 10 20
(BILLEN & GURNIS, 2001; ABERS et alii, 2006; RONDENAY et
alii, 2008) L’ambiguità riguardo i meccanismi deformativi
agenti nel cuneo di mantello idrato ci suggerisce di considerare
una viscosità uniforme e indipendente dalla temperatura per
tutti i materiali presenti nel canale di subduzione idrato, con
valore uguale 10 19 (BILLEN & GURNIS, 2001; ARCAY et alii,
2005; GERYA & STOCKHERT, 2005; MEDA et alii, 2007). La
profondità massima del cuneo è determinata, per ogni intervallo
temporale, dall’ascissa e dall’ordinata del marcatore di crosta
oceanica più profondo, fino ad un valore limite fissato (Ylim),
oltre al quale si può considerare un contributo di idratazione
trascurabile (SCHMIDT & POLI, 1998; ARCAY et alii, 2005). Il
cuneo di mantello idrato è approssimanto geometricamente con
un triangolo acuto, delimitato alla base dalla retta
Yi = mXi + q , assimilabile al piano di subduzione, dove Yi e
Xi sono le coordinate del limite inferiore di idratazione
ricalcolate per ogni intervallo temporale e m è il coefficiente
angolare iniziale della subduzione. Il limite di tetto del cuneo di
mantello idrato è variabile in funzione del grado di idratazione
iniziale della crosta oceanica ed è descritto dalla funzione
Yi = m ′ Xi + q ′ , dove m ′ rappresenta un multiplo dell’angolo
di subduzione.
RISULTATI E DISCUSSIONE DELLA SIMULAZIONE
Le prove condotte nella simulazione numerica sono state
eseguite per velocità di subduzione di 1 e 5 cm/a e per m ′
variabile tra 2.5 e 3 volte m , al fine di verificare l’influenza
dell’idratazione del cuneo mantello sulla dinamica dell’intero
margine attivo e in particolare sullo sviluppo di un riciclo di
crosta continentale da porzioni profonde della subduzione a
Fig. 1 – Condizioni iniziali e al contorno del modello numerico (in grigio
sono rappresentate le velocità fissate per la subduzione forzata; la linea
tratteggiata orizzontale rappresenta la profondità dell’isotema 1600 K
all’inizio della simulazione).
185
regioni strutturalmente più superficiali. Inoltre sono stati
considerati due limiti inferiori di idratazione rispettivamente di
-150 e -200 km. I risultati dalle simulazioni e dei corrispondenti
percorsi P-T-t di un marcatore di crosta inferiore
rappresentativi per ogni prova effettuata sono rappresentati
nelle figure 2 e 3. Al fine di facilitare la localizzazione dei
differenti livelli crostali coinvolti nel riciclo subduttivo, colori
differenti sono stati utilizzati per rappresentare i marcatori di
crosta superiore e inferiore, sebbene fisicamente essi abbiano le
medesime proprietà. Una prima osservazione può essere fatta in
riferimento alla profondità limite a cui è posta la deidrataizone
della crosta oceanica:, per qualsiasi velocità di subduzione e
grado di idratazione, il numero di marcatori di crosta
continentale coinvolti nel riciclo è maggiore nei modelli con
Ylim= -200 km rispetto a quelli con Ylim = -150 km; Per una
velocità di convergenza di 5 cm/a è osservabile un’influenza
della massima profondità di idratazione sulla profondità di
picco dei marcatori di crosta riciclati: infatti con una Ylim più
elevata le pressioni di picco variano tra i 2.8 e i 2.3 GPa in
confronto ai valori di 1.7 e 2.0 GPa ottenuti con un limite di
idratazione più superficiale (fig. 2b-d-f, 3b-d). La pressione di
picco è influenzata anche dall’ampiezza del cuneo di
idratazione ( ′
m ), a parità di Ylim: passando da 2.5 a 3 volte m
la pressione passa da 0.3 a 0.5 GPa. La temperatura massima
raggiunta dai marcatori crostali presenti nel cuneo di
idratazione è funzione sia della Ylim che dell’ampiezza del
cuneo di idratazione. All’aumento di entrambi i fattori si ha un
aumento della temperatura (fig. 3d) con maggiore influenza,
però, dell’ampiezza del cuneo di mantello idrato e, quindi, del
grado di idratazione imposto. Al variare di ′
m da 2.5 a 3 m si
passa da valori di picco di circa 1100 °C e 980°C per Ylim = -
200 km a valori variabili tra 900°C e 650°C per Ylim = -150
km. Le traiettorie P-T indicano come il riciclo di materiale
crostale possa essere attivo fino a livelli crostali superficiali
(

186 RODA M. ET ALII
a b
c
e f
Fig. 2 – Risultati della simulazione numerica: le immagini sul lato sinistro si riferiscono ad una velocità di subduzione di 1cm/a, quelle sul lato destro ad
una velocità di 5 cm/a; in nero e grigio scuro è rappresentata la crosta oceanica, in grigio scuro e grigio è rappresentata la crosta continentale e in grigio
chiaro i sedimenti; la linea retta rappresenta il limite superiore del cuneo di idratazione per ogni simulazione; le linee tratteggiate sono le isoterme.
d

INFLUENZA DELL’IDRATAZIONE DEL CUNEO DI MANTELLO SULL’EVOLUZIONE DI UN SISTEMA DI
SUBDUZIONE OCEANO/CONTINENTE: UNA SIMULAZIONE NUMERICA
Fig. 3 – a,b) Risultati della simulazione numerica: le immagini sul lato sinistro si riferiscono ad una velocità di subduzione di 1cm/a, quelle sul lato
destro ad una velocità di 5 cm/a (rif fig. 2). c,d) Percorsi PTt riferiti a marcatori di crosta continentale inferiore per 1 cm/a (sinistra) e 5 cm/a
(destra); linea piena Ylim = -200 km, linea tratteggiata Ylim = -150 km, nero m’ = 2.5m, grigio m’ = 3m, il quadrato mostra l’ultimo intervallo
temporale.
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d

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 188-189, 1 f.
Early Cretaceous granulite facies migmatites from the Sabzevar Range
ophiolitic mélange (NE Iran) and its bearing on the closure of Neotethys
FEDERICO ROSSETTI (*), MOHSEN NASRABADY (**), GIANLUCA VIGNAROLI (*), THOMAS THEYE (°) & AXEL GERDES (°°)
Migmatiti in facies granulitica di età Cretacico inferiore nel mélange
ofiolitifero della catena di Sabzevar (NE Iran); implicazioni per le
ricostruzioni della chiusura del dominio oceanico della Neotetide.
The tectono-metamorphic signature of the oceanic-derived
units marking orogenic suture zones provides key elements to
decipher modes and regimes of oceanic subduction and
continental accretion, and to constrain paleotectonic
reconstructions at paleo-convergent margins The remnants of
the Tethyan oceanic realm are the most remarkable of these
suture zones, running from the Mediterranean through East
Europe, Middle East to Asia (Fig. 1a). These ophiolitic rocks
record a polyphase and prolonged history of oceanic
construction (the Paleozoic-Early Mesozoic Paleo-Tethys and
the Mesozoic-Cenozoic Neo-Tethys oceanic realms) and
consumption during a sequence of Late Paleozoic to Cenozoic
subduction/obduction/collision stages localized along the
Eurasian active plate margin (e.g., RICOU, 1994; DERCOURT et
al., 2000; STAMPFLI & BOREL, 2002). The Iranian ophiolites
(Fig. 1b) are an integrant part of this evolving scenario, with
the Neotethyan remnants distributed to mark diachronous
closures of various oceanic branches during the Alpine-
Himalayan convergence history (e.g, MCCALL, 1997). Despite
these peculiar characteristics, few modern studies have
addressed the characterization of the tectono-metamorphic
evolution of the Neotethyan Iranian ophiolites. Furthermore,
most of these studies focused on the Zagros orogen (e.g,
AGARD et alii, 2006), and the ophiolitic mélanges surrounding
the Central East Iranian Microcontinent (CEIM, Fig. 1b) are
still lacking of a full petrological description and modern age
data are completely missing. The ophiolitic mélange exposed in
the Sabzevar Range (NE Iran; Fig. 1c) is a remnant of one the
Neo-Tethyan oceanic branches surrounding the Central East
Iranian Microcontinent that closed during the Paleocene-
Eocene phase of Arabia-Eurasia convergence (BAROZ ET alii,
1984; MC CALL, 1997; SHOJAAT et alii, 2003). Occurrence of
___________________
(*) Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli Studi Roma Tre,
Roma, Italy
(**) Department of Geology, Tarbiat Moalem University, Tehran, Islamic
Republic of Iran
(°) Institut für Mineralogie und Kristallchemie, Universität Stuttgart,
Stuttgart, Germany
(°°) Institut für Geowissenschaften, J. W. Goethe Universität, Frankfurt,
Germany
Fig. 1 – (a) Distribution of the remnants of the Tethyan oceanic realm along
the Alpine-Himalayan convergence zone. (b) Simplified geological map
showing the main tectonic domains in Iran, with the main ophiolitic belts
indicated (modified after BAGHERI & STAMPFLI, 2008). (c) Geological map
of the Sabzevar Range (modified and readapted after LENSCH et alii, 1977),
with location of the granulite-facies metabasites. The location of the sample
(NG353) studied for U/Pb geochronology together with its geographic
coordinates are also indicated.
km-scale, variably retrogressed mafic HP granulitic slices are
reported in this study. The granulite bodies are dark, medium to
fine-grained rocks showing granoblastic groundmass or weak
foliation. The matrix mineralogy consists of Am + Grt + Cpx +
Pl + Qtz (with Ilm, Rt and Ap as main accessory phases) and
makes up the bulk of rocks (>90%). Texture is characterized by
occurrence of submillimetric to millimetric leucocratic patches
and layers interlayered within the granoblastic mineral matrix.
Quartz mostly occurs as interstitial, xenoblastic grains. Matrix
garnets are poikiloblastic, hosting Cpx, Am, Pl, Qtz, Rt, Ilm,
Ttn as inclusions. In the heavily retrogressed samples, Gt
instead forms porphyroclasts, which usually show strong
evidence for resorption with development of retrogressive Pl +
Amp symplectites. The leucocratic segregations invariably
consist of Qtz + Pl-rich continuous and concordant
segregations of broadly tonalitic/trondhjemitic composition
(Qtz/Pl modal proportions 50-35/50-65). They show a
systematic intragranular connectivity, with Pl and Qtz showing
a coarse granoblastic texture. The Pl + Qtz associations also
form film-like intergrowth surrounding matrix amphibole and
quartz usually show xenomorphic habit. Titanite and zircon are

EARLY CRETACEOUS GRANULITE FACIES MIGMATITES FROM THE SABZEVAR RANGE
the main accessory phases in the leucocratic segregations. Little
evidence for solid-state deformation is documented in the
leucocratic segregations, mostly attested by patchy undulose
extinction in some quartz grains. The peak mineral assemblage
(Grt + Cpx + Pl + Am + Qtz) is indicative of the Opx-free,
high-pressure granulite facies (PATTISON, 2003). Textures such
as those described above show strong similarities with those
reported by (HARTEL & PATTISON, 1996), who interpreted the
Qtz + Pl segregations as remnants of melt. In particular, the
skeletal nature of the quartz and the Qtz + Pl films argue for an
in situ origin of such melts, and hence product of migmatisation
of a basic protolith. A likely scenario is amphibole
dehydratation melting during prograde granulite facies
metamorphism according the following generalised reaction
(HARTEL & PATTISON, 1996): Am + Pl = Grt + Cpx + Ttn +
melt (trondhjemitic melt) (1). This textural evidence documents
that the Sabzevar granulites record an episode of amphibole
dehydratation melting and trondhjemite melt segregation during
anatexis of an oceanic slab. The peak P-T estimates are 1.1 ±
0.1 GPa and 810 ± 80 °C (THERMOCALC average P-T
calculations; HOLLAND & POWELL, 1998), which conform to a
paleogeothermal gradient within the subduction channel of ca.
20-25 °C km -1 . In situ U(-Th)-Pb LA-ICP-MS geochronology
was carried at Goethe University Frankfurt using the analytical
protocol described in GERDES & ZEH (2006; 2008). Analysis of
zircon and titanite grains hosted in trondhjemite segregations
point to an Early Cretaceous (Albian, c. 105 Ma) age for the
peak granulite facies metamorphism.
These new data provide evidence for an unknown episode of
high-grade subduction zone metamorphism in the region and
argue for juxtaposition of an older ophiolitic suture along the
Paleocene-Eocene Sabzevar orogen. When framed within the
existing reconstructions, these new data impose reconsideration
of the paleotectonic configuration of the Eurasian convergent
margin during the Early Cretaceous since they (i) support a
scenario of onset of subduction of a young oceanic lithosphere
created in the back-arc domain of the Neotethyan subduction,
and (ii) document the existence of two, north-facing paleosubduction
zones active during the Early Cretaceous closure of
the Neo-Tethyan oceanic realm.
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 190-193, 4ff.
Preliminary results about mechanical stratigraphy of Oligo-Miocene
carbonate grainstones (Majella Mountain, Abruzzo)
ANDREA RUSTICHELLI (*), EMANUELE TONDI (*) & FABRIZIO AGOSTA (*)
RIASSUNTO
Risultati preliminari sulla stratigrafia meccanica dei grainstones
carbonatici oligo-miocenici della Formazione Bolognano (Montagna della
Majella, Abruzzo).
La capacità delle rocce carbonatiche di contenere o far migrare i geofluidi
è fortemente influenzata dallo stato di “fratturazione”, o meglio dalla presenza
e dalle caratteristiche di elementi strutturali come joint, stiloliti (andate in
taglio o meno), bande di compattazione/taglio e zone di faglia.
Il ruolo della stratigrafia meccanica è quello di procedere ad una
differenziazione degli ammassi rocciosi sulla base delle loro caratteristiche di
fratturazione, con particolare riferimento alla lunghezza e alla spaziatura degli
elementi strutturali. In letteratura, inoltre, tali studi hanno evidenziato una
stretta correlazione tra lo spessore degli strati e la lunghezza e la spaziatura
delle fratture (intese quasi sempre come joint). Poche ricerche, tuttavia, sono
indirizzate a comprendere il ruolo che le proprietà petrografiche e petrofisiche
delle rocce carbonatiche, acquisite durante la loro storia deposizionale e
diagenetica, hanno nel condizionare i meccanismi deformativi responsabili
delle differenti tipologie, e quindi distribuzione, degli elementi strutturali.
Con l’obiettivo di colmare il suddetto gap conoscitivo, in questo lavoro
vengono presentati i risultati preliminari di uno studio volto alla
caratterizzazione della stratigrafia meccanica in differenti litofacies
appartenenti alla Formazione Bolognano (Montagna della Majella, Abruzzo).
Questa formazione è costituita da calcari bioclastici e marne di età oligomiocenica
riferibili ad un ambiente di rampa; nella porzione inferiore sono
state riconosciute più litofacies caratterizzate da differenti tipologie e
dimensioni di grani (bioclasti di prevalenti Briozoi, Foraminiferi bentonici ed
Echinidi), percentuali di matrice e cementi, e valori di porosità. Quest’ultima
proprietà, inoltre, sembra strettamente dipendente dalle prime.
Gli elementi strutturali presenti all’interno delle diverse litofacies sono
principalmente: (i) superfici di dissoluzione per pressione, e (ii) bande di
compattazione/taglio. La discriminante tra l’una e l’altra sembra essere il
valore 15% di porosità. Inoltre, per valori molto bassi di porosità (al di sotto
dell’ 1-2%) la spaziature delle superfici di dissoluzione per pressione, parallele
alla stratificazione, risulta minore. Le correlazioni tra proprietà petrografiche e
petrofisiche, e strutture tettoniche osservate nel corso di questo studio, per ora
di natura prettamente qualitativa, verranno integrate da studi quantitativi
mirati alla definizione delle relative proprietà dimensionali dei vari elementi
strutturali rilevati (spaziatura e lunghezza).
Key words: compaction and shear band, petrography,
petrophysics, pressure solution seams.
Parole chiave: bande di compattazione e di taglio, petrografia,
petrofisica, superfici di dissoluzione per pressione.
___________________________________________________________
(*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Camerino.
Lavoro eseguito nell’ambito del progetto Faults & Fractures in
Carbonates (F&FC) dell’Università di Camerino.
INTRODUCTION
The containment and migration capacity of geofluids in
carbonate rocks is strongly influenced by “fracturing”, which is
the presence and the characteristic of discontinuities mainly
represented by stratification, joints, stylolites, compaction
/shear bands and fault zones (AYDIN, 2000).
During the last decades, sub-seismic mechanical
stratigraphy was mainly mean as a positive correlation between
bed thickness and fracture spacing and length, at different
scales (UNDERWOOD et alii, 2003), in particular regarding
mode 1 fractures (joints).
Only a few recent papers (i.e. DI NACCIO et alii, 2005)
focused, using a methodic petrographical and petrophysical
approach, on how compositional, depositional and diagenetical
carbonate rock features, related to different depositional
environments and processes, and subsequently diagenetical
pathways, can influence deformative mechanisms to determine
different tectonic structures typologies and arrangements. In
particular, these papers dealt mainly development and
arrangement of mode 1 fractures (joints) in platform shallow
water carbonates.
Unlike aforementioned works, this study deals with antimode
I fractures (pressure solution seams) and deformation
bands present within temperate carbonate grainstones
characterized by various amounts of porosity.
STUDY AREA
The study area (Fig. 1), nearby Lettomanoppello town, is
the northernmost sector of the Majella Mountain. This
mountain is an east-vergent thrust-related, box-shape anticline,
part of the eastern domain of the Apennine Chain, made up by
Meso-Cenozoic carbonate rocks of platform, slope and ramp
settings (GHISETTI & VEZZANI, 1998; VECSEI & SANDERS,
1999).
This current study focuses on the Bolognano Formation
(Upper Oligocene – Miocene), in particular on its lowermost
portion, made up by bioclastic carbonate grainstones (Bryozoan
Limestone; VECSEI & SANDERS, 1999). This lower portion is
characterized by the highest primary porosity values, as well as
by the presence of several hydrocarbon shows both in the
fractures and in the host rock (AGOSTA et alii, present volume;
AGOSTA et alii, in press, ALESSANDRONI, 2008).

STRATIGRAPHY OF OLIGO-MIOCENE CARBONATE GRAINSTONES (MAJELLA MOUNTAIN)
METHODOLOGY
The work has been carried out using an integrated
stratigraphic – structural approach, both at outcrop and at
microscope scales.
The field work involved the geological mapping, at a scale
1:10,000, the detailed stratigraphic analysis of key sections of
the lower portion of the Bolognano Formation (Bryozoan
Limestone), and overly qualitative structural analysis. The
laboratory work followed a careful collection of representative
hand-samples. We performed petrographical and petrophysical
characerization of the hand-samples, which was achieved
thanks optical microscope, cathodeluminescence, HCl test, and
image analyses.
The resulting stratigraphic, petrographical and petrophysical
data have been integrated with the structural data in order to
define the mechanical stratigraphy of the lower portion of the
Bolognano Formation.
Fig. 1 – a) Geological map of the Majella Mountain and location of the study
area (modified by GHISETTI & VEZZANI, 1998). b) Stratigraphic succession of
the Majella Mountain.
-Carta geologica della Montagna della Majella ed ubicazione dell’area di
studio (modificata da GHISETTI & VEZZANI, 1998). b) Successione stratigrafica
della Montagna della Majella.
PRELIMINARY RESULTS
The present study has broadly allowed us to subdivide the
lowermost portion (Bryozoan Limestone) of the Bolognano
Formation in two lithofacies (A and B), related to different
paleogeographic settings and characterized by differences in
bed arrangement and thickness, in petrographical features (Fig.
2) and consequently, in petrophysical properties.
The more spread lithofacies (A), thick about 100 m, is made
up by shallow water, medium-to-very coarse, bioclastic
carbonate grainstones, poor-cemented, characterized by wellconnected
high primary porosity (average value 15 %). Despite
rather constant bed geometries (lens-shape clinobeds) and
thickness range (5-80 cm), the nature of bioclasts changes from
the bottom to the top of the stratigraphic succession (Fig. 2).
The other lithofacies (B) forms few m-thick discontinuous
191
bodies interbedded with the lithofacies A. Lithofacies B is
made up by deeper water, more or less marly, fine-to-medium
bioclastic grainstones and packstones, well-cemented,
characterized by poor-connected low porosity (1-2 %),
arranged in 5-50 cm-thick planar beds (Fig. 2).
On the whole, the study rocks are interested by a fewkilometre
or less long, and m-to-10’s m-thick vertical throw,
high-angle normal to strike-slip faults, arranged in a main set
oriented NO-SE and in a secondary set oriented NE-SO.
Pressure solution seams, joints and compaction and shear bands
are present also. Once the petrographical and petrophysical
properties of the aforementioned lithofacies are been defined,
these are been compared with the fracturing associated to them,
using a qualitative approach.
Is noticeable how average spacing and length of bedperpendicular
and oblique pressure solution seams in the
lithofacies A are greater than in the lithofacies B, due mainly to
minor bed thicknesses of the latter. Instead, regarding the
lithofacies B, bed-parallel pressure solution seam development
increases as grain size of rock decreases (Fig. 3). Would be
important to understand if grain size really influences the
pressure solution process, or, instead, an higher clay and/or
cement content.
As concerns the different structural elements presents in the
two lithofacies, compaction and shear bands are present only in
the lithofacies A. Regarding to compaction, it often occur close
to and parallel to the bed surfaces (Fig. 4). It is demonstrated
that the development of this type of geological structures is
related to grain juxtaposition, which determinates a higher
packing of the rock, with consequent porosity losing under a
compressive stress action, until to reach a limit configuration
where grains can’t be further moved and the pressure solution
mechanism is favourite (TONDI et alii 2006; TONDI, 2007). The
presence of compaction/shear bands or pressure solution seams
appear to be controlled by primary porosity values; if porosity
values are >15% compaction and shear band are enhanced,
otherwise pressure solution process seem to be facilitated. If
porosity is the key factor in order to determine the development
of the aforementioned structures, our data demonstrated that
porosity values depends by intragranular porosity of
components (related to the ratio between porous bioclastic
grains: Bryozoans and Larger Bentic Foraminifera such as
Lepidocyclina and, less important, Amphistegina and
Operculina, and no-porous grains, such us Echinoids plates;
Fig. 2), intergranular porosity (depending by grain size, shape
and sorting) and cementation. Further, quantitative analyses
concerning petrophysics and fracturing parameters may better
clear up the aforementioned issues.
In conclusion, the preliminary results of this work show
how differences in compositional, depositional and diagenetical
features (typology, abundance, size, shape and sorting of
grains, cement and clay minerals contents, porosity and pore
structure) related to different environmental setting,
sedimentary processes and, probably, to evolutive biota
changes, can influence the development of different fracture
elements in more or less porous, ramp carbonate grainstones.
Further work, extended to other carbonate grainstones of
different places, ages and paleogeographical setting, would be
necessary to give a world-wide validity to the aforementioned
insights.

192 A. RUSTICHELLI ET ALII
Fig. 3 – Anastomosing, bed-parallel pressure solution seams, more abundant in
fine-grained carbonates beds (minor competence) of lithofacies B. Pressure
solution seams are absent in fine-to-medium-grained bed of the same
lithofacies, visible in the upper part of the photo (more competent, dark color).
- Stiloliti anastomizzate, parallele alla stratificazione, maggiormente diffuse
negli strati carbonatici a grana fine (meno competenti) della litofacies B. Si
noti lo strato più competente (colore più scuro), a grana medio-fine, privo di
stiloliti.
Compaction band
Fig. 2 – Sequence stratigraphic scheme of Bryozoan Limestone (Bolognano Formation) outcropping in the study area.
Schema stratigrafico-sequenziale dei Calcari a Briozoi (Formazione Bolognano) affioranti nell’area di studio.
Shear band
Fig. 4 – Compaction and shear bands (white) in the carbonate grainstones,
making up the lithofacies A (dark, due tar-invading). Compaction bands are
bed-parallel. The open voids represent tail joints localized at the extensional
quadrants and within releasing jogs of the shear bands.
- Bande di compattazione e di taglio (bianche) nei grainstones carbonatici
costituenti la litofacies A (scuri, poiché impregnati da bitume). Le bande di
compattazione sono parallele alla stratificazione. Le cavità aperte entro le
bande di taglio rappresentano dei tail join, ubicati nei quadranti estensionali
e nei releasing jogs di queste strutture.

STRATIGRAPHY OF OLIGO-MIOCENE CARBONATE GRAINSTONES (MAJELLA MOUNTAIN)
REFERENCES
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normal faulting along the northern edge of the Majella
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193

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 194-195
Inferring the Fracturing Intensity Patterns in Tectonic Structures
by the Computation of the Time Stress Integral (TSI)
As is well known, stress can produce failure and hence
fracturing in rocks either in traction, when the least stress
component become equal to the rock cohesion or along shear
planes (faults).
In the latter case, the failure condition is reached independently
from the mean stress intensity (within the elastic behaviour of
rocks!) and as the stress tensor reaches the proper asymmetry,
according to several failure criteria (e.g. Navier-Coulomb,
Griffith).
This results from the fact that on the one hand this asymmetry
generate a simple shear stress on a given plane within the rock,
and on the other hand is responsible for a pressure on that plane
that increases its strength to break and slip.
The effective capacity of a given stress to induce failure in
shear conditions is evaluated by the Deformation Function DF
parameter, that represents the difference, measured in Pa,
between the shear acting on a plane and its strength.
Maximum values of DF correspond to ideal failure plane as
predicted by the aforementioned criteria.
The stress acting on a rock in tectonic environments is called
the static stress and results from the (tensorial) addition of a
series of components that includes overburden, regional and
local stresses.
The effective stress will be the result of this addition subtracted
by the pore fluid pressure that releases the static stress by the
pressure exerted on the rock by the pressure, thus reducing the
rock strength.
In this simple introduction we will neglect the pore elasticity
component induced by the elasticity of the rock/pore system.
As it is well known, rocks present an odd spatial distribution of
fractures, despite the rather homogeneous distribution of
regional and overburden stress values.
This variability depends from the local rheological variations
(even negligible, as this asymmetry is observed also in perfectly
homogeneous rocks) and local additional stress components.
In tectonic environments, local stresses are induced by the
relative movements and deformations of rock undergoing
translations during the changes in geometry of the geological
_________________________
(*) Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli Studi Roma Tre
Largo S. Leonardo Murialdo 1, 00146 ROMA
Lavoro eseguito nell’ambito dell'attività del Laboratorio di Geodinamica
Quantitativa e Telerilevamento
F. SALVINI*
structures. These local components derive therefore form the
kinematics induced by the geological processes and are referred
as kinematic stresses.
Kinematic stresses are grouped into two categories:
(i) stress induced by elastic accumulation nearby slip planes
with friction;
(ii) stress induced by internal elastic deformation of the rock
during its movement.
The first component develops in flexural slip processes in
folding as well as in fault damage zones.
In the latter case it is the main responsible of the fracturing in
fault damage zones (and in the earlier fault cores) with the
development of well known fracture cleavages (e.g. Riedel
planes, Harding fractures).
As an example, the second kinematic stress category is present
on rocks during their movement along active axial planes and is
produced by the induced torsion.
Please note that in the cited example the first category is also
present, resulting from the flexural slip processes.
The final fracturing state of a rock relates to its stress history
through time during all the tectonic events that it suffered.
As a consequence, the estimate of the fracturing intensity of a
rock unit cannot be derived simply by the analysis of its final
geometry compared to the initial one, as is done with the
curvature analysis in folding.
A better estimate will derive from the computation of the
accumulation of all the stresses (torsion and shear derived)
during all its geological history.
To model this accumulation, we consider that fracturing
develops in a very long time with very low velocities and can
be divided into a long series of re-equilibrated steps that fully
compensate static stress accumulation in between (i.e. a folded
layer will not unbend if you extract it from he rock!). Therefore
in this model, we accumulate through time only the brittle
effects of the stresses that developed at each step.
In other words, a fractured rocks will possible accumulate other
fracturing episodes during its geological evolution. If the new
fractures are not dynamically compatible with the pre-existing
ones, then a new fracture set will develop. On the other hand, if
the existing fracturing is compatible with the new failure
conditions, it will increase the fracturing intensity by infilling
processes.
With these considerations, we can state that the final fracturing
of a rock relates to its history of suffered failure-capable

stresses, that is the history integrated through time of its DF, the
parameter that describes the capacity of stresses to induce
fractures.
The resulting value is the Time-Stress Integral (TSI), that is
defined as the integral through time of the DF and has the
dimensions of Pa*year:
TSI = DF dt
This integral, between the instant t1 and t2, can be numerically
approximated by assuming that few changes occur between
contiguous steps through time.
Therefore we can convert it into:
TSI = Σ DF ∆t
By the forward modelling of the evolution of the structures it is
possible to compute the DF at each step and numerically
integrate it to compute the TSI.
Studies of outcrops in tectonic environments, together with data
from deep drillings compared to forward models of their
evolution revealed that a relationship exists between the
fracture intensity and its spatial distribution in tectonic
environments and the computed TSI values in forward
numerical modelling.
Fracture intensity can be measured with the H/S parameter
(among many methods), being H the fracture extension normal
to the (null) axis of the fracture/structure (e.g. in case of folded
structures, along the normal to the line of intersection of the
fracture with the surface of the fractured layer). S is the
geometrical distance between adjacent, homologous fractures.
These studies revealed that
H/S = f(TSI)
The TSI in fault damage zones is numerically computed by
discretising the fault surface into cells and computing the DF
on each of them for both sides, since DF is a function also of
the rock rheology. The TSI is then computed by integrating the
DF along the path of displacement of each cell on the fault
surface. The computation of the TSI is obtained by the FRAP
software, that was successfully used to predict fault
compartmentalisation in oil reservoirs.
The TSI in fault-related structures is computed by forward
modelling through time of a series of 2D sections using a
Layered-HCA numerical tool, the FORC software, that is
capable of kinematically replicating the evolution of geological
structures and computing the local dynamical stresses including
torsion and simple-shear ones.
INFERRING THE FRACTURING INTENSITY PATTERNS
195

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 196-198, 3 ff.
The 100-150 Ma Apparent Polar Wander Path for Adria/Africa
RIASSUNTO
La curva di deriva dei poli di Adria/Africa fra 100 e 150 Ma fa
È stata calcolata una curva di deriva dei poli per Adria/Africa per
l’intervallo 100-150 Ma, utilizzando campioni raccolti in 6 sezioni del
Kimmeridgiano-Albiano dell’Appennino settentrionale.
Il problema delle rotazioni tettoniche introdotte durante l’orogenesi
appenninica è stato risolto calcolando le rotazioni relative fra le sezioni
confrontando i valori di declinazione provenienti da intervalli temporali
comuni. La curva calcolata mostra due bruschi cambi di direzione, uno a circa
140 Ma e l’altro a circa 105 Ma, probabilmente dovuti ad episodi di True Polar
Wander.
Inoltre, la curva calcolata da dati dell’Appennino è in buon accordo con
quella calcolata per Africa nello stesso intervallo di tempo (BESSE &
COURTILLOT (2002), rafforzando l’ipotesi che Adria si sia mossa
coerentemente con Africa, almeno durante l’intervallo di tempo studiato.
Key words: Adria, Apennines, APWP, magnetostratigraphy,
paleomagnetism.
INTRODUCTION
The accurate determination of Apparent Polar Wandering
Paths (APWPs) is a prerequisite to constrain paleogeographic
reconstructions. Nevertheless, despite the large effort
performed by the paleomagnetic community over the last five
decades, one of the major problems that plague the
determination of the APWP is the partial or total lack of data
for certain periods.
The Umbro-Marchean pelagic succession is well known for
its exceptional magnetostratigraphic results and could give the
possibility to reconstruct well dated APWP segments.
However, the use of data from orogenic belts is hampered by
the presence of local tectonic rotations.
We tested a method to solve the problem of tectonic
rotations and reconstructed a 150 to 100 Ma high-resolution
APWP for Adria by studying 4 Kimmeridgian-Lower Aptian
(Bosso, Arcevia, Contessa and Gorgo a Cerbara, SATOLLI et
_________________________
SARA SATOLLI (*,°), FERNANDO CALAMITA (°) & JEAN BESSE (*)
(*) Laboratoire de Géomagnétism et Paléomagnétism, Institut de Physique
du Globe de Paris, France.
(°) Dipartimento di Scienze della Terra, Università “G. d’Annunzio” di
Chieti-Pescara, Italy.
alii, 2007) and 3 Aptian-Albian (Gorgo a Cerbara, La
Roccaccia and Poggio le Guaine, SATOLLI et alii, 2008)
magnetostratigraphic sections in the Northern Apennines (Fig.
1).
GEOLOGICAL SETTING AND PALEOMAGNETIC
ANALYSIS
The analyzed sections are located in the Northern Apennines
fold-and-thrust belt. The Triassic-Cenozoic succession
deposited above the Adria margin was deformed during the
Tertiary orogenesis.
We sampled the Calcari ad Aptici, the Maiolica and the
Marne a Fucoidi Formations by collecting 2.5-cm-diameter
cores with portable drilling equipment. Samples were oriented
in-situ with a magnetic compass and analysed in the
paleomagnetic laboratories of the Istituto Nazionale di
Geofisica and Vulcanologia of Rome and of the Institut de
Physique du Globe of Paris with a 2G-DC SQUID
magnetometer.
The magnetic properties of the analyzed rocks (natural
remanent magnetization, susceptibility and thermal
demagnetization of a three-component isothermal remanent
magnetization) and the range in which the characteristic
remanent magnetization components were isolated strongly
depend upon lithologies.
Thermally demagnetized samples generally display two or
three components (Fig. 2): a low blocking temperature
component of normal polarity close to the geocentric axial
dipole field; an intermediate temperature component with a
reversed polarity (also detected by TARDUNO et alii, 1992); the
characteristic component of magnetization (both normal and
reverse polarity).
THE APWP RECONSTRUCTION
In order to solve the problem of tectonic rotations linked to
Alpine and Apennine orogenesis, we computed relative
rotations between sections by considering paleomagnetic
directions from common time overlaps, and realigned them into
a common declination reference frame (Bosso section).
The sections are characterized by similar rotations (between
ca. 24° and ca. 34° CCW) with respect to the value expected
for Africa from BESSE & COURTILLOT (2002), taken as a proxy
for stable Adria, with exception of Gorgo a Cerbara which is

THE 100-150 MA APPARENT POLAR WANDER PATH FOR ADRIA/AFRICA
Fig. 1 – Digital elevation model and schematic geological map of the study area, with location of the studied sections. White arrows show the rotation of the
sections with respect to the African reference frame (BESSE & COURTILLOT, 2002).
the more strongly rotated (ca. 51° CCW). Particularly, La
Roccaccia, Poggio le Guaine and Bosso sections show no
relative rotations, thus belong to the same structural unit, as
also supported by field structural evidence and geological
maps. Conversely, the difference in inclination remains always
small between the sections, and included in their respective
error bars.
We reconstructed a 100–150 Ma APWP segment in Bosso
coordinates (Fig. 3) by computing an average pole every 5
Myr in the Kimmeridgian-lower Aptian sections, and a
pole for each sampled Member in the lower Aptian-Albian
Marne a Fucoidi Formation.
Moreover, we computed a 25° counterclockwise rotation
between the 100-150 Ma segment in Bosso coordinates and the
equivalent age 10 Myr sliding window APWP from BESSE &
COURTILLOT (2002), by minimizing the sum of angular distance
between poles. The APWP computed from Apennines data and
the equivalent age segment from BESSE & COURTILLOT (2002)
are in very good agreement, showing the same temporal
evolution and being most often statistically indistinct after the
rotation correction.
The new segment records an APWP loops close to the
Jurassic/Cretaceous boundary (around 140 Ma) that document a
fast and abrupt change in plate motion, without any significant
standstill. The global change in plate motion could be either
linked to large scale collisions (closure of the Mongol-Okhotsk
Fig. 2 – Example of vector diagram of typical demagnetization data, in
situ coordinates, showing the three recognized magnetization components.
Open and solid symbols represent projection onto the vertical and
horizontal planes, respectively. Demagnetization steps values are
expressed in °C.
197

198 S. SATOLLI ET ALII
Fig. 3 – The 150–100 Ma APWP segment reconstructed from Northern Apennines data. a) The 150–100 Ma segment (black and green symbols) before and
after a 25° CW rotation, compared with the APWP from BESSE & COURTILLOT (2002); c) the 150–100 Ma APWP segment (open black symbols and black
arrow) compared with 150–90 Ma segment from BESSE & COURTILLOT (2002) (open grey symbols and dark grey arrow).
Ocean), True Polar Wander (TPW) events, or possibly to the
South Atlantic opening.
A smaller event is detected at 100-110 Ma, with apex at ca.
105 Ma, and could evidence a fast southward motion of Adria
(maybe due to TPW), undetected from classical African
APWPs.
CONCLUSIONS
We reconstructed a 150 to 100 Ma high-resolution APWP,
using 6 magnetostratigraphic sections from the Northern
Apennines (Fig. 3). The segment document two loops, at 140
and 105 Ma, most probably due to TPW events.
The good agreement found between the 100-150 Ma segment
computed from data collected in the Apennines and the
equivalent time segment from BESSE & COURTILLOT (2002)
strengthens the fact that Adria was part of Africa at the
lithospheric level at least during the analyzed period. Whereas,
rotations between sections were induced later on, most
probably during the Apennines orogenesis.
Finally, the high quality of the obtained segment
demonstrates that is possible to reconstruct APWP using data
from orogenic belts, when it is possible to solve tectonic
rotations linked to the orogenesis.
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 199-202, 3 ff.
Risultati preliminari dell’analisi sismica del Golfo di Squillace
(Calabria ionica): ricostruzione 3D
ABSTRACT
Preliminary results of seismic analysis of Squillace Gulf (Ionian
Calabria): 3D reconstruction
In this paper we report the first results of a three-dimensional seismic
analysis of geometries and architectures in the subsurface of Squillace Gulf
located in the Ionian margin of Catanzaro Trough (Southern Calabria).
The goal of this research is to find main details on the temporal and spatial
distribution of trascurrent faulting in the central portion of the CA that are still
lacking.
The interpretation of seismics profiles give us the possibility to remark
different evolution phase in this sector of Calabrian Arc (CA).
In particular we recognize, over Messinian succession, two different
tectono-stratigraphics units represented by Pliocene and Pleistocene sediments.
The chronological value to the most evidence seismic anomalies was given
by the calibration of seismic profiles with deep well cores.
At first sight, the tectonic activity of eastern side of CA seems to be
dominant during the period between Upper Miocene and Pliocene despite the
last 1My ca. during witch the vertical movement can be considered as a result
of the interaction between tectonic uplift and Quaternary sea-level changes.
Key words: seismic reflection profiles, sequence stratigraphy,
3D images.
INTRODUZIONE
Il Tirreno, il più giovane bacino del Mediterraneo
occidentale, costituisce insieme alla catena appenninica una tra
le aree più studiate del Mediterraneo.
Esso rappresenta un bacino di retro-arco formatosi dal
Miocene fino all’attuale. Durante quest’intervallo temporale il
rifting tirrenico e la compressione nella regione appenninica
hanno coesistito, e tuttora coesistono, con una progressiva
migrazione verso E (MALINVERNO & RYAN, 1986).
La bibliografia esistente mostra come esistano diverse linee
di pensiero circa la sua genesi ed evoluzione (REHAULT et alii,
1984; DEWEY et alii, 1989; KNOTT & TURCO, 1991; VAN DIJK
et alii, 2000; TURCO et alii, 2006).
_________________________
(*) Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Camerino, Via
Gentile III da Varano – 62062 Camerino (MC), Italy.
valeriasbrescia@unicam.it; Tel. 0737-402600
(°) CNR – I.A.M.C., Napoli, Italy
SBRESCIA VALERIA (*), TURCO EUGENIO (*) & MILIA ALFONSA (°)
In questo contesto si inserisce l’Arco Calabro che
costituisce l’elemento di congiunzione tra il sistema orogenico
appenninico a N e la catena siciliano-maghrebide a S,
occupando quindi una posizione centrale nel quadro evolutivo
tirrenico.
In particolar modo va sottolineata l’importanza dei bacini
peri-tirrenici (i.e il Bacino di Paola, Golfo di S.Eufemia, Golfo
di Policastro) ed i bacini posti sul margine ionico della Calabria
(Golfo di Taranto, Bacino di Crotone e Golfo di Squillace) che
registrano la successione stratigrafica e le strutture associate
agli eventi tettonici responsabili dell’apertura del Tirreno.
Essendo l’evoluzione strutturale di questi bacini legata alla
migrazione verso SE dell’Arco Calabro iniziata a seguito
dell’apertura del bacino Tirrenico, diviene chiaro il motivo per
il quale la Stretta di Catanzaro e la sua continuazione nel Golfo
di Squillace assumono una posizione chiave per la definizione
dei processi che controllano l’evoluzione di questa porzione di
bacino dal Tortoniano all’attuale.
INQUADRAMENTO GEOLOGICO
L’arco Calabro, parte emergente del prisma di accrezione
associato alla subduzione dello slab litosferico ionico,
rappresenta un frammento del margine europeo che si
sovrappone all’Appennino e alla catena Maghrebide durante la
collisione tra Europa e Apulia nel tardo Miocene inferiore
Fig. 1 – Mappa strutturale semplificata dell’Arco Calabro (Italia meridionale)
e localizzazione del Golfo di Squillace.

200 V. SBRESCIA ET ALII
(fig.1).
Con il termine “Arco Calabro” si intende l’area compresa
tra due grandi lineamenti trascorrenti rappresentati dalla linea
del Pollino a NE, con cinematica sinistra, e dalla linea di
Taormina a SW, con cinematica destra (AMODIO MORELLI et
alii, 1976; COLELLA, 1988; VAN DIJK & OKKES, 1991; WELTJE,
1992).
Sebbene la migrazione verso SE dell’Arco Calabro è
continua dal Tortoniano fino all’attuale, negli ultimi 700ka la
sua velocità di spostamento diminuisce poiché diventa
predominante il movimento verticale (uplift = 1.67mm/a,
WESTAWAY, 1993; ANTONIOLI et alii, 2006).
Per l’Arco Calabro sono stati suggeriti diversi modelli
cinematici che possono essere così riassunti:
- Translation models (MOUSSAT, 1983; MEULEKAMP et
alii, 1986; DEWEY et alii, 1989)
- Sphenochasm models (SCANDONE, 1979; DEWEY et
alii, 1989)
- Bending models (GHISETTI et alii, 1982; LUONGO et
alii, 1988)
- Radial Drift models (DUBOIS, 1976; FINETTI & DEL
BEN, 1986)
E’ generalmente riconosciuto che, basandosi
sull’evoluzione tettono-sedimentaria neogenica, l’Arco Calabro
può essere suddiviso in una serie di segmenti limitati da set di
faglie strike-slip orientate NW-SE (MEULENKAMP et alii, 1986;
VAN DIJK & OKKES, 1991; DEL BEN et alii, 2008).
Il Catanzaro Trough rappresenta uno di questi segmenti
bordato, a N e S, da due fasce trascorrenti sinistre
(MEULENKAMP et alii, 1986; VAN DIJK, 1994; ZECCHIN et alii,
2006).
La scelta di analizzare le perforazioni esistenti e la fitta
maglia di profili sismici che coprono sia il versante ionico
(Golfo di Squillace) che quello tirrenico (Golfo di S. Eufemia)
della Stretta di Catanzaro è dettata, oltre che dalla poca
chiarezza degli affioramenti per il verificare la supposta
tettonica trascorrente sinistra in questa porzione di catena,
anche dalla capacità delle aree depresse di registrare l’intera
sedimentazione (dall’apertura del bacino all’attuale) e le
strutture associate alla tettonica neogenica.
DATI E METODOLOGIA
Il presente lavoro si basa sull’interpretazione di circa
500km di profili sismici multicanale a riflessione acquisiti
durante la campagna oceanografica condotta dall’AGIP S.p.A.
durante la metà degli anni ’70 ed i profili CROP esistenti in
questa porzione del Mar Ionio (fig. 2).
I profili acquisiti nella zona F coinvolgono il versante
ionico dell’Italia Meridionale e, più in particolare, l’offshore
dell’area compresa tra la penisola del Gargano e lo Stretto di
Messina.
Oltre ai dati sismici, lungo il versante ionico sono presenti
anche una serie di perforazioni per l’esplorazione di idrocarburi
Fig. 2 – Localizzazione del grid sismico (linee multicanale CROP e F) e dei pozzi per l’esplorazione petrolifera in corrispondenza del Golfo di Squillace.

RISULTATI PRELIMINARI DELL’ANALISI SISMICA DEL GOLFO DI SQUILLACE
prodotti dall’AGIP distribuiti in maniera disomogenea:
maggiormente presenti al largo di Crotone, meno densi nel
Golfo di Squillace e quasi del tutto assenti a largo di Locri.
Lo scopo dell’interpretazione dei suddetti profili è quello di
individuare e descrivere i principali aspetti geologicostratigrafici,
strutturali e tettonici dei bacini posti sul versante
tirrenico e su quello ionico della Stretta di Catanzaro per poi
poterli inserire all’interno di una ricostruzione temporale
dell’apertura tirrenica cui la migrazione dell’Arco Calabro è
strettamente legata.
La successione stratigrafica registrata nel bacino
estensionale posto in corrispondenza del Golfo di Squillace
comprende circa 3200m di depositi Plio-Pleistocenici che
poggiano su depositi Messiniani con spessore variabile da
poche decine a circa 1200m.
Le perforazioni esistenti (fig. 3) in quest’area mostrano, dal
basso verso l’alto, le seguenti litologie:
- Basamento metamorfico; - Depositi Miocenici del
Serravalliano-Tortoniano, Formazione delle Argille marnose
del Ponda (poche decine di metri) e Formazione arenaceoconglomeratica
di San Nicola dell’Alto (da 30m a 600m di
spessore), e del Messiniano, Gessoso-Solfifera (da 60m a
1300m) e Formazione delle Cavarne (da poche decine a
~300m); - Depositi Pliocenici, Formazione della Molassa di
Zinga (~60m) e Formazione delle Argille di Crotone (da 300m
a ~600m); - Depositi Pleistocenici, Formazione di San Mauro
(poche decine di metri).
Fig. 3 – Stratigrafie semplificate di alcuni pozzi per l’esplorazione petrolifera
ubicati nel Golfo di Squillace.
201
I terreni presenti possono essere associati a 3 diversi cicli
sedimentari: il bacino si sviluppa durante il Serravalliano-
Pliocene inf. seguendo i maggiori sistemi di faglie; dopo la sua
formazione comincia la seconda fase, quella di riempimento,
che avviene secondo diversi impulsi tettonici ed infine si passa
alla fase di chiusura del bacino stesso.
L’interpretazione dei profili sismici ha permesso la
distinzione di cinque unità tettono-stratigrafiche: Pliocene,
Pleistocene, Miocene (suddiviso in Messiniano e Serravalliano-
Tortoniano) e Basamento Metamorfico.
Tale differenziazione è stata possibile grazie, oltre alle
informazioni fornite dalle stratigrafie delle perforazioni
presenti, anche dal riconoscimento delle unconformities a bassa
frequenza.
Inoltre, all’interno di queste unità si riconoscono ulteriori
sequenze deposizionali separate da unconformities ad alta
frequenza.
Le faglie, per lo più normali, interessano le unità
mioceniche (Tortoniano-Serravalliano, Messiniano) e
plioceniche.
I depositi pleistocenici, invece, non sembrano essere
interessati da attività tettonica se non in minima parte; ciò
testimoniato dal fatto che gli orizzonti di queste unità poggiano
in onlap su quelli pliocenici seguendo le normali fasi di
riempimento di un bacino.
Successivamente alla fase di apertura del bacino di
Squillace i sedimenti che lo hanno riempito sono stati piegati
dalla tettonica trascorrente sinistra agente lungo questa
porzione di arco.
CONCLUSIONE
L’analisi dei dati a disposizione ha permesso una
ricostruzione temporale dell’evoluzione del bacino di
Squillace, la creazione di una mappa strutturale e, grazie
all’utilizzo di software specifici, la realizzazione di immagini
tridimensionali
Il record stratigrafico del bacino mostra la presenza di una
successione stratigrafica più o meno continua dal Serravalliano
fino all’attuale che poggia su di un basamento metamorfico.
La fase tettonica più intensa registrata ha avuto luogo
durante il Pliocene inferiore. Qui la fase deformativa è
associata all’attività di faglie normali orientate W-E che
bordano a N e S il bacino così creatosi nell’offshore di
Catanzaro. Segue una fase di deposizione di sedimenti argillosiltosi
e quindi, una volta terminata l’intensa fase tettonica
distensiva, il bacino viene progressivamente riempito da
sedimenti sabbioso-arenacei con presenza di ciottoli e talora di
argilla siltosa.
Alla tettonica distensiva si aggiunge, dal Pleistocene mediosuperiore,
un forte uplift che in buona parte è legato alla
tettonica regionale.
Quanto mostrato fornisce quindi un quadro temporale
dell’evoluzione di una porzione dell’Arco Calabro
rappresentata dalla stretta di Catanzaro, elemento trasversale
alla catena, ed in particolare della sua prosecuzione a mare
ovvero del Golfo di Squillace.

202 V. SBRESCIA ET ALII
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 203-206, 3ff.
Active intraplate deformation within Adria: examples from the
Adriatic region
RIASSUNTO
Deformazione attiva all’interno della placca Adria: esempi nell’area
adriatica.
L’avampaese adriatico costituisce una delle poche aree preservate dalla
subduzione all’interno dell’intero Mediterraneo e tale dominio viene
generalmente considerato asismico e indeformato. Tuttavia, i dati di sismica a
riflessione e la recente sismicità registrata nell’area permettono di delineare
una serie di zone discrete in deformazione (Dorsale Medio-Adriatica, sistema
di faglie delle Tremiti e Gondola-Mattinata).
In questo studio, basato sull’integrazione di dati geologici, strutturali e
geofisici, è stata caratterizzata la deformazione recente e il regime tettonico
all’interno della placca Adria, oltre alle relazioni con le aree attive circostanti
la regione Adriatica.
Parole chiave: placca Adria; sismicità; tettonica
intraplacca; tettonica attiva; Adriatico.
ABSTRACT
Recent seismicity recorded in the Adriatic region suggests that active
deformation occurs within the Adria plate. Earthquakes are common in the
adjoining chains and in particular along the Northern Apennines, in the
Southern Alps and along the Dinaric-Albanian-Hellenic thrust fronts; in
addition, medium-to-low grade seismicity also affects the foreland and is
clustered along two main transects through the centre of the Adriatic region.
The two zones of active deformation correspond to the Mid-Adriatic Ridge and
the Gargano region, and approximately trend NW-SE and E-W, respectively.
Several interpretations have been proposed to explain the deformation
observed within the Adriatic foreland, including a variety of contrasting
kinematic and geodynamic models.
We attempted to unravel the complicated structural evolution of the
Central Adriatic region by interpreting industrial and ministerial (shallow and
deep) seismic profiles and the recent seismicity recorded in the Adriatic. The
subsurface study allowed us to better understand the structural style, timing
and rates of deformation affecting the Mid-Adriatic Ridge and the Gargano
region, and to unravel the relationships of active deformation with respect to
the adjacent chains. The results of our study indicate that the structural setting
and type of seismicity of the Central Adriatic can be explained in terms of
active intraplate deformation with the reactivation of inherited discontinuities.
_________________________
VITTORIO SCISCIANI (*) & FERNANDO CALAMITA (*)
(*)Dipartimento di Scienze della Terra, Università “G. D'Annunzio” Chieti-
Pescara, Campus Universitario Madonna delle Piane, Via dei Vestini n° 30,
66013 Chieti Scalo (CH) – Italy. E-mail: scisciani@unich.it
Lavoro eseguito con il contributo finanziario dell’Università “G.
D'Annunzio” Chieti-Pescara.
Key words: Adria plate; seismicity, intraplate tectonics; active
tectonics; Adriatic.
TECTONIC FRAMEWORK
The Adria microplate is a continental block that, at present,
extends NW-SE, mainly occupied by the Adriatic basin but also
including the Po Plain, Istria, the Gargano Promontory and the
Apulian Peninsula (Fig.1). The microplate is surrounded by
several strongly deformed belts originating from the collision
with the Eurasian plate (e.g., the Dinaric-Albanian-Hellenic
chain during the Cretaceous-Paleocene; the Southern Alpine
chain from Oligocene to the present), from post-collisional
rotation of the Sardinia Block (Northern Apennine belt) and
from subduction-related migration towards the SE (Southern
Apennine belt) of the Calabrian arc (BOCCALETTI et al., 1971;
Fig. 1 – Tectonic map of the Adriatic region and surrounding chains.
_________________________

204 V. SCISCIANI & F. CALAMITA
MALINVERNO & RYAN, 1986; PATACCA & SCANDONE, 1989;
CARMIGNANI & KLIGFIELD, 1990; FINETTI, 2005).
The Adria microplate, including the Adriatic region, has
generally been considered a single, rigid and nearly aseismic
block (ANDERSON & JACKSON, 1987; ROYDEN et al., 1987),
with seismicity mostly confined to its margins.
In the last three decades, increasing acquisition of seismic
reflection profiles and deep penetration well-logs for
hydrocarbon exploration has strongly improved the
understanding of subsurface geology of the Adriatic basin. In
addition, more and better seismological stations (MONTONE et
al., 2004; CASTELLO et al., 2006; PONDRELLI et al., 2006 and
references therein) have recorded moderate-to-strong seismicity
concentrated in the Central Adriatic and in the Gargano
Promontory. Based on the new available data, several papers
have described the geological-structural setting and the seismotectonics
of the Adriatic region, and two main zones of
deformation have been documented in the Central Adriatic and
the Gargano region (Fig. 2).
In the Central Adriatic, compressive deformation is
concentrated along a NW-SE trending ridge that transects the
foreland (Mid-Adriatic Ridge - FINETTI, 1982; DE ALTERIIS,
1995; ARGNANI & FRUGONI, 1997; ARGNANI, 1998; BERTOTTI
et al., 2001). The Mid-Adriatic Ridge (Fig. 1) is either regarded
as a zone of interaction between the frontal zones of the
respectively NE-verging Apennine and the SW-verging Dinaric
fold-and-thrust belts (BALLY et al., 1986; CASERO et al., 1990;
FINETTI & DEL BEN, 2005; SCROCCA, 2006) or as a foreland
deformation zone (ARGNANI & FRUGONI, 1997; ARGNANI,
1998). Moreover, some authors view this area as the peripheral
bulge of the two neighbouring opposite-verging chains (KRUSE
& ROYDEN, 1994; ARGNANI & FRUGONI, 1997) in which the
structural setting has been complicated by salt diapirism of
Triassic evaporites (DE ALTERIIS, 1995).
In the Gargano Promontory, several fault systems oriented
E-W (e.g., the Mattinata Fault system), NW-SE (e.g., the
Apricena and the Cerignola-Foggia Fault systems – SELLA et
al., 1988; PATACCA & SCANDONE, 2004) and NE-SW (i.e. the
Tremiti Fault and the Sannicandro Garganico-Apricena Fault
system – Argnani et al., 1993; Salvi et al., 1999) have been
identified both onshore and in the adjacent offshore. Some
authors have emphasised the role of the E-W trending
discontinuities, suggesting a large amount of displacement on
these strike-slip structures (e.g., SCROCCA, 2006 cum bibl.),
while others have interpreted some of these structures as southvergent
reverse faults (ORTOLANI & PAGLIUCA, 1987), salt
swells (DE DOMINICIS & MAZZOLDI, 1987 or in terms of
inversion tectonics induced by the propagation of stress
Fig. 2 – Seismicity and structural sketch map of the Central Adriatic, including the Gargano region (structural data modified from DE ALTERIIS (1995)
and PATACCA & SCANDONE (2004) for the Apulian region, and from IVANCIC et al. (2006) for the Croatia off-shore). The epicenters are from
NEIC-USGS Catalogue (period 1977-May 2007) with M >= 2.5 and earthquakes focal mechanisms from PONDRELLI et al., (2006); QRCMT CATALOGUE
and HARVARD-CMT CATALOGUE.
transmitted from adjacent chains (ARGNANI et al., 1993; 1994).
Moreover, both senses of strike-slip motion have been
identified from field studies along the faults and the timing of
activity reported in literature is usually inconsistent (for a
general review, see PATACCA & SCANDONE, 2004).
Furthermore, a complex polyphase history with the

Fig. 3 – Tectonic scheme of the Adriatic basin and surrounding chains.
The NW-directed convergence of Nubia with respect to Eurasia transmits
NW-SE oriented stress in the Adria plate. The latter reactivates zones of
weakness within the Central Adriatic (Gargano region and the Mid-
Adriatic Ridge) and parts, mainly ESE-WNW oriented, of the chains
(Maghrebides, Tyrrhenian sector off-shore of Sicily, Calabrian arc,
Northern Apennines, Southern Alps, Southern Dinarides). The arrow is the
velocity of Nubia with respect to stable Eurasia (6 mm/yr) predicted from
the GPS based REVELIT97- 2000 model (SELLA et al., 2002). The circled
arrows indicate GPS velocities with respect to Eurasia from permanent
stations and 95% confidence ellipse (from SERPELLONI et al., 2005).
superposition of different strike-slip kinematics and
reactivation of pre-existing Mesozoic extensional fault systems
has been proposed (CHILOVI et al., 2000; MORELLI, 2002).
MAIN RESULTS
In this study, we analysed the active deformation in the
Adriatic region and in the chains surrounding the Adria plate.
Our results are based on the interpretation of recently acquired
deep seismic reflection profiles, on instrumental seismicity and
on a critical review of previous geological and geophysical data
collected in the area, and allowed us to better constrain the
structural style and modes of present-day deformation. The
main results of this research are summarized as follows:
(1) In Central Italy, the thrust emplacement of the Northern
Apennine belt occurred mostly during the Pliocene, when most
of the shortening by compressive structures was achieved;
during the Quaternary, thrust activity strongly decreased, and at
ACTIVE INTRAPLATE DEFORMATION WITHIN ADRIA
205
present, the area shows only limited seismicity, especially with
respect to the rest of the Northern Apennine arc (from Ancona
to the Po Plain), where diffuse earthquakes are promoted by
active crustal thrusts (Figs. 2 and 3).
(2) In the Adriatic foreland, active deformation is
concentrated along two main linear trends, located in the
Central Adriatic region (Mid-Adriatic Ridge) and close to the
Gargano Promontory. The former is a zone of crustal
compression and at present represents the linkage between the
two opposite-verging and active Northern Apennine and South
Dinarides-Albanides belts (Figs. 1, 2, and 3), while the latter is
a region affected by strike-slip faults and by transpression
generated by an active stress field characterized by a 1 axis
oriented roughly NW–SE and a 3 axis trending NE–SW
inferred from structural data, in-situ stress measurements and
focal mechanism solutions of recent earthquakes (Figs. 3).
(3) In the Mid-Adriatic Ridge and the Apulian foreland, the
positive reactivation of inherited zones of weakness (i.e.
previously affected by Mesozoic extensional tectonics) is the
dominant mechanism controlling deformation within the
Adriatic foreland.
(4) The interpretation of seismic reflection profiles and the
crustal seismicity recorded in the Central Adriatic region
(including hypocentral depths > 20 km) suggest that
compressive deformation is not restricted to the shallow
sedimentary cover but affects the entire crust.
According to the above results, we consider the Central
Adriatic a zone of weakness within the rigid Adria plate that
experienced intraplate contractional deformation multiple
times, produced by the “coupled” behaviour of the Adriatic
foreland with the adjoining orogens and induced by the presentday
NW directed convergence of Nubia with respect to the
stable Eurasian plate (Fig. 3).
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 207-209, 3 ff.
Multiple mechanisms of fault-zone weakening along a continental
low-angle normal fault: The Zuccale fault, Elba Island
STEVEN A.F. SMITH (*,**), C. COLLETTINI (***), R.E.HOLDSWORTH (*), C.G. MACPHERSON (*) & C. VITI (****)
RIASSUNTO
Meccanismi di indebolimento multipli su di una faglia diretta a basso
angolo: la faglia dello Zuccale, Isola d’Elba
Le faglie dirette a basso angolo sono probabilmente delle faglie deboli, ma
vi sono pochi studi che documentano la reologia delle rocce di faglia su queste
strutture. In questo contributo presentiamo un lavoro di analisi microstrutturale
e geochimica sulla faglia diretta a basso angolo dello Zuccale ben esposta
all’isola d’Elba. Tale faglia è stata attiva come struttura a basso angolo durante
alcune intrusioni ignee nel blocco di letto ed è caratterizzata da una nucleo con
una stratigrafia tettonica ben distinta.
Studi microstrutturali mostrano che durante l’attività della faglia sono stati
attivi diversi meccanismi deformativi, in particolare: 1) cataclasi; 2) creep per
dissoluzione e riprecipitazione; 3) plasticità intracristallina, e; 4) particulate
flow. Questi meccanismi deformativi implicano diversi processi di
indebolimento trai cui: i) scivolamento per attrito accomodato da fillosilicati
deboli come talco e clorite; ii) processi plastici influenzati dalla granulometria
all’interno delle calco-miloniti; iii) particulate flow accomodato da minerali
argillosi estremamente fini e iv) incremento di pressione di fluidi su brevi
intervalli di tempo e su porzioni di faglia limitate.
Durante l’attività della faglia questi meccanismi deformativi non si
escludono a vicenda ma la loro importanza è funzione della struttura della zona
di faglia, della litologia coinvolta nella deformazione, e della velocità di
deformazione locale. Analisi degli isotopi stabili su vene e cementi
suggeriscono che durante l’intrusione dei plutoni ignei si sono sviluppate
pressioni dei fluidi sopralitostatiche.
Key words: Fault mechanics, Fault-zone weakening, Lowangle
normal faults, Microstructures, Stable isotopes.
Despite extensive research in to the mechanical significance
and geometric evolution of low-angle normal (detachment)
faults, few studies have focused on the importance of the fault
rock material which is generated during prolonged slip and
exhumation (COWAN et alii, 2003; COLLETTINI &
_________________________
(*) Department of Earth Sciences, University of Durham, Durham,
England, DH1 3LE, UK
(**) Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV), 605 Via di
Vigna Murata, 00143, Rome
(***) Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di
Perugia, 06120, Perugia, Italy.
(****) Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di
Siena, Siena, Italy.
Financial assistance was provided by European Research Council Starting
Grant “USEMS” 2008-2013, to G. Di Toro.
HOLDSWORTH, 2004; HAYMAN, 2006). The Zuccale fault on
the Island of Elba is closely associated with syn-tectonic
igneous intrusions (SAUPE et alii, 1982; KELLER & COWARD,
1996; DINI et alii, 2002), and possesses a complex fault rock
`stratigraphy’ that records the interaction between multiple
deformation mechanisms and fluids derived from distinct
crustal reservoirs.
Optical- and scanning-electron microscopy, combined with
XRD and stable isotope analyses, reveal systematic changes in
fault rock chemistry and texture: 1) Cataclasis and dissolutionprecipitation
creep were the dominant deformation mechanisms
during the early stages of fault activity. Cataclasis facilitated
the influx of chemically active fluids, leading to widespread syn
Fig 1 - Mappa geologica semplificata dell’Elba e sezione geologica che mostra
la geometria della faglia dello Zuccale. I-V indicano i cinque complessi di
TREVISAN et alii (1967; modificata da BORTOLOTTI et alii, 2001). La stella
indica l’affioramento di Punta di Zuccale.
Simplified geological map and cross-section of Elba, highlighting the location
and geometry of the Zuccale fault. Labels I-V refer to the tectonic ‘complexes’
of TREVISAN et alii (1967; modified by BORTOLOTTI et alii, 2001). The star
marks the location of the type locality, Punta di Zuccale.

208 S.A.F. SMITH ET ALII
Fig 2 - La faglia di Zuccale a Punta di Zuccale. Il nucleo della zona di faglia è
evidenziato dalle linee tratteggiate bianche, è spesso 3-8 m ed è caratterizzato
da una tipica stratigrafia tettonica costituita da rocce foliate. Il blocco di tetto e
di letto sono caratterizzati da deformazione fragile. Il diagramma in alto a
destra riassume il fabric principale della zona di faglia caratterizzato da
foliazione P e zone di taglio Y e R.
The Zuccale fault at the type locality, Punta di Zuccale. The ‘core’ of the
Zuccale fault is outlined by white dashed lines, and is 3-8 meters thick. The
fault core contains a distinct fault rock ‘stratigraphy’, sandwiched between
footwall and haningwall blocks characterized by intense brittle deformation.
The inset diagram summarizes the main Riedel fabric components (P
foliation, Y and R shears) observed within the fault core.
tectonic growth of weak phyllosilicate minerals, including talc
and chlorite. Crystal-plasticity was important within calcite-rich
fault rocks. Calcite grains (~10µm in diameter) possess a strong
C-axis preferred orientation, suggesting that they experienced
dynamic recrystallisation by dislocation creep. The calcitemylonites
are crosscut by vein material that was progressively
sheared and recrystallised, indicating cyclic brittle-plastic
deformation. During the later stages of fault activity, particulate
flow became an important deformation mechanism. Rolling and
sliding of grains past one another was accommodated along
clay-lined grain boundaries; 2) During progressive exhumation,
dolomite was superseded by calcite as the dominant syntectonic
fault cement. Sub-horizontal dolomite veins within the
fault core record transient supra-lithostatic fluid pressures
followed by mineral sealing and fault strengthening. The 13 CV-
PDB signature of such vein dolomite is strongly clustered around
a mean value of -5.7‰, 18 OV-SMOW varies between 10‰ and
14‰, and 87 Sr/ 86 Sr is between 0.70958 and 0.71001. The fluid
in equilibrium with the dolomite veins was probably derived
from a meteoric source that interacted with local plutonic
intrusions carrying mantle-CO2. Later calcite veins have 13 CV-
PDB values of -6.5‰ to -10.5‰, 18 OV-SMOW between 25‰ and
27‰, and 87 Sr/ 86 Sr clustered around a mean value of 0.70908.
In this case, the low-temperature fluid in equilibrium with the
calcite veins appears to have been derived from seawater.
Potential fault zone weakening mechanisms that have been
identified along the Zuccale fault include: (i) dissolutionprecipitation
creep and frictional slip within phyllosilicate-rich
fault rocks, (ii) a switch to grain-size sensitive deformation
mechanisms within calcite-mylonites, (iii) particulate flow
accommodated by fine-grained clay phases, and (iv) transiently
high fluid pressures that probably occurred over short
timescales and across localized fault patches. These weakening
mechanisms were not mutually exclusive, but their relative
importance must have varied as a function of fault zone
structure and composition, local strain rates, and the availability
of fluid before, during, and following igneous intrusion. Their
combined effects may have resulted in significant long-term
weakening of the Zuccale fault, facilitating its exhumation
towards the surface.
Fig 3 - Isotopi stabili per le vene nella sona di faglia: i) vene sub orizzontali in
dolomite formatesi durante le fasi iniziali della faglia; ii) vene in calcite che
attraversano il nucleo e che sono relazionate alle fasi finali dell’attività della
faglia. I fluidi in equilibrio con le vene in dolomite sono relazionati ad una
sorgente meteorica ed idrotermale mentre quelli in equilibrio con le vene di
calcite derivano da acqua marina infiltrata nella zona di faglia attraverso le
fratture presenti nel blocco di tetto e letto.
Stable isotope compositions of the early, sub-horizontal dolomite veins within
the fault core, and the later calcite veins that cross-cut the fault core. The
fluid in equilibrium with the dolomite veins appears to have been derived
from a meteoric-hydrothermal source, whilst the fluid in equilibrium with the
calcite veins was derived from seawater that infiltrated downwards through
the faulted hangingwall and footwall.

REFERENCES
BORTOLOTTI, V., FAZZUOLI, M., PANDELI, E., PRINCIPI, G.,
BABBINI, A. & CORTI, S. (2001) - Geology of Central and
Eastern Elba Island, Italy. Ofioliti, 26 (2a), 97-150.
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Structural Geology, 28(10), 1767-1784.
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Magazine, 133(1), 1-16.
SAUPE, F., MARIGNAC, C., MOINE, B., SONET, J. &
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Livorno, Italy). Bulletin De Mineralogie, 105(3), 236-245.
TREVISAN, L., MARINELLI, G., BARBERI, F., GIGLIA, G.,
INNOCENTI, F., RAGGI, G., SQUARCI, P., TAFFI, L. & RICCI,
C. A. (1967) - Carta Geologica dell’Isola d’Elba. In:
Consiglio Nazionale delle Ricerche, Gruppo di Ricerca per
la Geologia dell’Appennino centro-settentrionale e della
Toscana, Pisa, Consiglio Nazionale delle Ricerche, Gruppo
di Ricerca per la Geologia dell’Appennino centrosettentrionale
e della Toscana.
THE ZUCCALE FAULT, ELBA ISLAND
209

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 210-213, 4 ff.
RIASSUNTO
Evoluzione P-T nella parte occidentale del complesso del Thor-Odin,
Monti Monashee, Cordigliera Canadese.
Nuovi dati microstrutturali e minerochimici sono presentati con lo scopo
di contribuire alla ricostruzione della storia tettono-metamorfica nel complesso
metamorfico del Thor-Odin, appartenente ad un insieme di complessi che
espongono le rocce più profonde della Cordigliera Canadese. Questi dati
integrano le conoscenze litostratigrafiche e strutturali incluse in una carta
geologica in scala 1:35000, in via di raffinamento. Stime sull’evoluzione P-T,
per un transetto E-W di circa 5 km nella parte occidentale del complesso del
Thor-Odin, indicano che l’esumazione di questo complesso si è sviluppata in
condizioni geotermiche che eccedono quelle della geoterma rilassata e che
suggerirebbero un contesto di tettonica estensionale.
Key words: Canadian Cordillera, HT metamorphism, P-T
evolution, Thor-Odin dome.
INTRODUCTION
We present new micro-structural and mineral chemical data
for high temperature metamorphic rocks from the Thor-Odin
dome (Fig. 1) to reconstruct its tectono-metamorphic evolution.
We analysed in detail metapelites and amphibolite boudins
from a 5 km long E-W transect from the core of the dome to the
Greenbush Lake normal shear-band zone, which rims the
western margin of the dome (Fig. 2).
GEOLOGICAL SETTING
From east to west the Canadian Cordillera consists of five
lithostratigraphic complexes, which are parallel to the strike of
the chain: Foreland, Omineca, Intermontane, Costal and Insular
belts (Fig. 1). The Omineca belt, between the Foreland and
Intermontane belts, consists of Precambrian intrusive and
metamorphic rocks belonging to the North American craton.
_______________________
P-T evolution in the western Thor-Odin dome, Monashee
Mountains, Canadian Cordillera.
M. IOLE SPALLA (*), DAVIDE ZANONI (°), PAUL F. WILLIAMS (°) & GUIDO GOSSO (*)
(*) Dipartimento di Scienze della Terra “A. Desio”, Università di Milano
and CNR-IDPA, Via Mangiagalli, 34, 20133 Milano, Italy.
iole.spalla@unimi.it
(°) Department of Geology, University of New Brunswick, 2 Bailey Dr.
Fredericton, NB, Canada E3B 5A3. dzanoni@unb.ca
Lavoro eseguito con il contributo finanziario del MIUR-COFIN 2005 e del
NSERC Discovery Grant.
This belt has been exhumed as a consequence of the collisional
accretion of the allocthonous terranes (Intermontane, Costal
and Insular belts) on the North American margin (MONGER et
alii, 1982; GABRIELSE et alii, 1991).
Fig. 1 – Geologic sketch map of the Thor-Odin dome; the insect shows the
lithostratigraphic complexes of the Canadian Cordillera. Rectangle indicate
the position of Fig. 2. Modified after KRUSE and WILLIAMS (2007).
The deepest metamorphic core complexes of the whole
Canadian Cordillera are exposed in the Omineca belt and
include the Monashee complex, in South East British
Columbia. The southernmost part of the Monashee complex is

P-T EVOLUTIONS IN THE MONASHEE MOUNTAINS
Fig. 2 – Geologic sketch map of the study area; sample positions are shown. Close up from the compilation map of KRUSE et alii (2004).
the Thor-Odin dome, which consists of a Proterozoic basement
sequence (migmatitic orthogneisses and paragneisses, with
amphibolites) and of a Proterozic to Palaeozoic metasedimentary
sequence (quartzites, schists, marble, calcsilicates,
gneisses, and amphibolites). Both sequences are characterised
by a penetrative transposition foliation (ST). The margins of
the Thor-Odin complex are bounded by a system of normal
shear zone known as Thor-Odin detachment, which is believed
to extend down to the Moho (KRUSE & WILLIAMS, 2007).
MESO-STRUCTURES
The transposition foliation of the Thor-Odin dome typically
displays two generation of intrafolial (mature) folds and is
overprinted by more open asymmetric (immature) folds. Most
of the folds indicate top-to-the-NE flow (JOHNSTON et alii,
2000; WILLIAMS & JANG, 2005) and are a product of a
progressive deformation involving repeated cycles of
perturbation by folding of ST, followed by tightening of the
folds to transpose folded surfaces back into ST. The foliation
contains a gently southwest-plunging Ky-bearing lineation.
In the western part of the Thor-Odin dome there is a
regional westerly dipping normal shear zone (Fig. 2),
(Greenbush Lake shear-band zone; JOHNSTON et alii, 2000),
which is part of the Thor-Odin detachment and which
overprints the transposition foliation. The main foliation in this
211
shear zone, overprinting the immature folds, is the reactivated
transposition foliation (RST), which is rotated into a steep
orientation and overprints the immature folds. The shear zone is
associated with extensional tectonics, during which a westerly
plunging Sil-bearing lineation, developed as a result of to a topto-the-W
shear on RST (JOHNSTON et alii, 2000; KRUSE &
WILLIAMS, 2007). This lineation overprints the Ky-bearing
lineation. A prominent micro-fracturing developed
perpendicular to the lineation in the shear zone.
The asymmetric immature folds are overprinted by melt
filled faults, which locally are folded and intersected by top-tothe-W
shear surfaces or zones.
Extensional structures of the shear zone are overprinted by
brittle structures, which are mainly related to the N-S trending
Victor Creek Fault (Fig. 2) (KRUSE & WILLIAMS, 2005). Large
open folds with a northerly trending vertical axial plane,
overprint the ST and are believed to pre-date the extension.
MICRO-STRUCTURES
Samples were collected on the northern slope of Blanket
Mt. (core of the dome), between Blanket Mt. and the Victor
Creek Fault and in the Greenbush Lake shear-band zone (flank
of the dome) (Fig. 2).
Grt Amphibolite boudins show a dominant foliation marked
mainly by Bt and by SPO of brown AmpII (Fig. 3a). AmpI

212 M. I. SPALLA ET ALII
Fig. 3 – a) SPO foliation marked by AmpII and Pl in amphibolites; plane polarised light. b) Grt with internal foliation at a high angle to the external foliation;
crossed polars. c) Ky porphyroclast wrapped by RST in metapelites; crossed polars. d) Wm in the necks of boudinaged Sil; crossed polars.
shows a different orientation with respect to the pervasive
foliation. Parallel to the foliation there are Qtz lenses, with
minor PlI and layers rich in Cpx. PlI also occurs as interstitial
crystals between AmpII or as granoblastic aggregates of grains
showing deformation twinning. Coarse-grained Grt is in contact
with PlI, Cpx and AmpII, and locally has an internal foliation at
a high angle to the matrix foliation (Fig. 3b). Ttn mainly shows
a SPO parallel to the foliation. Locally coarse-grained Oamp,
interpreted as coeval with Grt, is partially replaced by green
AmpIII and Chl. Green AmpIII grows along the rims and the
cleavages of AmpII; AmpII can be greener towards the Grt and
Cpx rims. AmpIII and PlII formed symplectites at the Grt rim.
AmpIII also overgrows Cpx. Chl overgrows the symplectites at
the Grt rim and, with sagenitic Rt, replaces Bt.
In Grt-free amphibolite boudins SPO of Amp (I and II), PlI
and rare BtI define the foliation. Pl-rich layers, with rare
skeletal Cpx, also mark the foliation. Ttn crystals are scattered
and enclosed in AmpI and II and are roughly parallel to the
foliation. Amp is greener towards the rim (AmpIII and IV).
Saw-shaped edges between Amp and Pl are interpreted as due
to a re-crystallisation postdating the foliation (AmpIII and PlII).
AmpIV fills fractures intersecting the foliation at a high angle.
Metapelites between the Victor Creek Fault and Blanket
Mt. preserve Ky porphyroclasts, which show SPO parallel and
inclusion trails oblique with respect to the RST (Fig. 3c). In
these rocks the RST is defined by SPO and LPO of BtII and Sil
and feldspar-rich layers. Coarse-grained Ky and Grt are
wrapped by RST and contain inclusions of Qtz, BtI and Rt,
rimmed by Ilm; Ky also encloses WmI. BtI is transversal to the
RST, which wraps it. Grt (I = core and II = rim) predates or is
coeval with RST, according to inclusion trails, which are at a
high angle and progressively asymptotic to this foliation. GrtII
forms also fine-grained crystals in the RST films. Between the
coarse-grained GrtII and BtII reaction rims with BtIII, Qtz, PlII
and rare Kfs occur; in these reaction rims GrtIII forms
symplectites, which are elongated in the foliation. Fibrous Sil
replaces Ky. The feldspar-rich layers consist of Qtz, PlI and
Kfs, which forms coarse-grained crystals showing a rough SPO
parallel to the RST. PlI shows growth twining and locally Kfs
forms interstitial crystals between PlI and rounded Qtz crystals
or fills Ky fractures. These structures may indicate partial
melting. Fractures in Grt are filled mainly by Chl and minor
BtIV. WmII ± Chl ± BtIII fill necks of micro-boudinaged Sil
(Fig. 3d); Bt is partially replaced by Chl, sagenitic Rt and Kfs.

In Ky-free metapelites BtI, Sil, PlI, Kfs and Qtz have a SPO
defining the RST. PlI shows growth twinning and rarer
deformation twinning; mirmekites developed at the Kfs rims.
Grt forms coarse-grained crystals, which are wrapped by the
RST, partially replaced by BtII, PlII and Qtz, and shows corerim
zoning (GrtI, II and III); where Grt is almost totally
replaced green BtII and PlII occurs as coarse-grained crystals.
Rare Wm grew at the Sil rim.
MINERAL CHEMISTRY AND P-T ESTIMATES
In Grt amphibolites XNa in M4 and XAl in T1 decrease from
AmpII (pargasite and Mg-hornblende) to AmpIII (Fehornblende),
XCa in Grt increase towards the rim and XAn
shows similar value in PlI and II; this is compatible with a
slight decrease in pressure and temperature.
In the Grt-free amphibolites AmpI to AmpII (K-pargasite)
show a similar content in Ti and Al tot compatible with
temperature of about 700°C for about 0.7 GPa; AmpIII, in the
symplectites (edenite and Mg-hornblende), shows lower Al tot
content, compatible with a slight decompression at about 0.5 -
0.7 GPa for temperatures between 700 – 760°C. AmpIV (Mghornblende
and actinolite) shows the lowest content in Ti and
Al VI , indicating temperature and pressure lower than 660°C and
0.4 GPa.
In metapelites XFe increases from GrtI to GrtIII, while XAn
in Pl is constant and the Ti content decreases from BtI to BtIV,
suggesting a decompression during cooling. In particular in Ky-
Sil bearing metapelites the variation of Ti content from BtI to
BtIV indicates a variation in temperature from 700 - 750°C to
600 - 700°C to lower than 500°C (Fig. 4).
Fig. 4 – Ti content (a.p.f.u.) in Bt vs temperature estimated according to
HENRY et alii, 2005. Bt enclosed in Ky prophyroblasts has Ti 0.45 a.p.f.u.
indicating temperatures between 700 and 750°C. Bt lying in the RST has 02
< Ti < 0.5 a.p.f.u. indicating that it recrystallised at a lower temperature (600
-700°C). Late Bt filling Grt microfractures grew at T 500°C.
CONCLUSION
In the polydeformed metamorphic rocks outcropping from
Blanket Mt. to the Greenbush Lake shear-band zone, P-T
estimates have been inferred by using mineral assemblages
coeval with superposed fabrics in rocks of different bulk
P-T EVOLUTIONS IN THE MONASHEE MOUNTAINS
213
compositions. Results indicate that P-T conditions changed
under a high thermal regime, which exceeds the range limited
by the stable continental geotherm and a maximally relaxed
geotherm for reasonable heat supply after crustal thickening.
Such a high geothermal gradient is compatible with an
extensional tectonic setting.
REFERENCES
GABRIELSE H., MONGER J.W.H., WHEELER J.O., & YORATH
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MONGER J.W.H., PRICE R.A. & TEMPELMAN-KLUIT D.J. (1982)
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implications for tectonics and structural studies. J. Struct.
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 214-217, 6 ff.
Origine dell’attuale campo di sforzo nella zona dell’Arco Calabro
ABSTRACT
Origin of the present-day stress field in the surroundings of the Calabrian
arc
Present day stress fields in the Tyrrhenian area is the results of a complex
interplay of various dynamic processes acting at various scales, either local
and regional, such as Africa-Eurasia convergence and Calabrian subduction. In
order to investigate the role played by each dynamic process in driving the
tectonic and geodynamic setting of the area, we use a finite element approach
applied on both a thermal model and a tectonic model. Predicted stress and
strain in the Central Mediterranean area are compared to complementary data
presently available in the area, such as geological, geophysical and geodetic
data. The results of our modeling support the hypothesis that Africa-Eurasia
convergence and Calabrian subduction are the controlling mechanism of the
present-day stress field in the southernmost part of the Tyrrhenian.
Key words: modelling, tectonic setting, Tyrrhenian, rheology
INTRODUZIONE
L’attuale campo di sforzo nell’area del Tirreno è il risultato
dell’azione combinata di differenti processi dinamici che
agiscono sia alla scala locale che a quella regionale, come la
convergenza Africa-Eurasia e la subduzione Calabra.
Per stimare i campi di deformazione e sforzo nella zona
dell’Arco Calabro è stato utilizzato un modello agli elementi
finiti basato sull’approccio thin sheet (MAROTTA et alii, 2004).
Un confronto tra le predizioni del modello con dati
complementari attualmente disponibili nell’area, come dati
geologici, geofisici, GPS e di sforzi tettonici, consente di
vincolare meglio il modello geofisico e di investigare il ruolo
dei diversi meccanismi tettonici attivi. Nel modello sono
considerate le maggiori complessità strutturali dell’area del
Tirreno, mentre le proprietà reologiche delle rocce sono il
risultato di un’analisi termica.
_________________________
RAFFAELE SPLENDORE (*), ANNA MARIA MAROTTA (*) & RICCARDO BARZAGHI (**)
(*) Università degli Studi di Milano, Dipartimento di Scienze della Terra
“Ardito Desio”, Sezione di Geofisica
(**) DIAR, Politecnico di Milano
Lavoro eseguito nell’ambito del progetto SISMA (Seismic Information
System for Monitoring and Alert), finanziato da ASI.
MODELLO
Modello tettonico
Per calcolare il campo di deformazione nell’area del Tirreno
è stato utilizzato l’approccio thin sheet in coordinate sferiche
(MAROTTA et alii., 2004), applicato su una griglia
bidimensionale, costituita da elementi lineari di forma
triangolare (Fig. 1) e che si sviluppa sull’area del
Fig. 1 – Griglia bidimensionale ad elementi triangolari lineari utilizzata per il
modello tettonico. Ogni elemento ha 3 nodi, posti sui vertici del triangolo.
Mediterraneo.
Il modello risolve l’equazione del momento integrata sullo
spessore litosferico, espressa nella forma:
∂ ∂
2µ
∂θ ∂θ u
θ + ur +
1 ∂ 1 ∂
µ
sinθ ∂Φ sinθ ∂Φ uθ + ∂
∂θ u
Φ − uΦ cotθ
+ 2µ ∂
∂θ u 1 ∂
θ −
sinθ ∂Φ uΦ − uθ cotθ
cotθ =
gρcR 2L 1− ρ
c
∂ 2
S
∂θ
(1)
e
∂ 1 ∂
µ
∂θ sinθ ∂Φ u ∂
θ +
∂θ uΦ − uΦ cotθ
+ 1 ∂ 1 ∂
2µ
sinθ ∂Φ sinθ ∂Φ u ∂
θ +
∂θ uΦ − uΦ cotθ
cotθ =
gρcR
ρ m
2L 1− ρc ρm
1 ∂ 2
S
sinθ ∂Φ
(2)
Con uθ, uφ ed ur componenti della velocità lungo la
colatitudine, la longitudine e radiale rispettivamente, θ

ORIGINE DELL’ATTUALE CAMPO DI SFORZO NELLA ZONA DELL’ARCO CALABRO
colatitudine, φ longitudine, µ viscosità media della litosfera, S
spessore crostale, L spessore litosferico, ρc e ρm densità di
crosta e mantello rispettivamente, g accelerazione di gravità ed
R raggio terrestre.
Le condizioni al contorno lungo il bordo meridionale del
modello (Fig. 2) sono rappresentate dalle velocità di
convergenza Africa-Eurasia calcolate seguendo la procedura di
NOCQUET et alii (2001), per la stima del Polo Euleriano, e
assumendo le stazioni PENC, BOR1, BRUS, VILL, ZIMM,
POTS, HERS, TOUL, MADR, YEBE per definire l’Europa
stabile (DEVOTI et alii, 2002), e GOUG, SUTH, MAS1 per
Fig. 2 – Velocità fissate al bordo meridionale della griglia come condizioni al
contorno del modello tettonico, rappresentanti la convergenza africa-Eurasia e
la subduzione Egea.
definire l’Africa stabile (MCCLUSKY et alii, 2003). Lungo gli
altri bordi del modello sono state utilizzate le condizioni al
contorno descritte in MAROTTA et alii (2004).
La viscosità effettiva di ogni elemento della griglia nella
zona di studio è stata ricavata attraverso uno studio termico e
reologico tridimensionale.
Modello termico
La viscosità effettiva è stata calcolata sulla base del campo
termico della litosfera e i conseguenti profili verticali di
resistenza ottenuti assumendo una composizione granitica per
la crosta e dunitica per il mantello. Il campo termico è stato
calcolato utilizzando un modello termico agli elementi finiti
che risolve l’equazione per la conduzione di calore:
∇ ⋅ ( k∇T)+
ρH = 0 (3)
su una griglia tridimensionale, ricavata proiettando lungo la
profondità la griglia bidimensionale utilizzata per il modello
tettonico. k è la conduttività termica, T la temperatura, ρ la
densità e H la velocità di produzione di calore radiogenico per
unità di massa. La superficie superiore del modello termico e la
base della crosta sono state definite interpolando sui nodi della
griglia la topografia e la profondità della Moho ottenute da
BASSIN et alii (2000) (Fig. 3). Il modello termico raggiunge la
profondità massima di 200 km. La base della litosfera è definita
come profondità dell’isoterma 1600°K.
L’equazione (3) è risolta assumendo come condizioni al
contorno una temperatura fissata in superficie (Ts=300°K) e un
215
flusso di calore residuo qr fissato alla base del modello e
ricavato a partire dal flusso di calore superficiale (ARTEMIEVA,
Fig. 3 – Spessori crostali interpolati sugli elementi della griglia di riferimento,
utilizzati sia nel modello tettonico che in quello termico.
Fig. 4 – Flusso di calore in superficie interpolato sugli elementi della griglia
utilizzata nel modello termico.
2006; POLLACK et alii.,1993, Fig. 4), secondo la procedura
descritta da POLLACK & CHAPMAN (1977).
Per ricavare i profili di resistenza abbiamo assunto che le
rocce si comportino come materiale fragile o duttile a seconda
del loro stato termico e variando la velocità di deformazione da
10 -19 a 10 -16 s -1 . Per il comportamento fragile assumiamo la
legge di Byerlee nella forma (LYNCH & MORGAN, 1987)
σ B = β ⋅ r (4)
con r profondità e β=16 MPa/km o 40 MPa/km per
compressione ed estensione rispettivamente. Per il
comportamento duttile assumiamo la legge di potenza nella
forma (WEERTMAN & WEERTMAN, 1975)
σ D = ε.
ε .
1
n
o
dove ε .
⋅ exp
E a
nRT
(5)
è la velocità di deformazione, R la costante dei gas, T
la temperatura assoluta e ε .
o, n e Ea costanti dipendenti dal tipo
di rocce (Tab 1). Il profilo verticale di resistenza è determinato

216 R. SPLENDORE ET ALII
come
( ) min{
σ ( y)
σ ( y)
}
y y B D
σ = ,
(6)
mentre la viscosità effettiva è calcolata come
µ eff = 1
L
(7)
ε . ⋅ σ ydy 0
Fig. 5 – Viscosità effettiva calcolata a partire dai profili di resistenza e
interpolata sugli elementi della griglia utilizzata nel modello termico.
RISULTATI E DISCUSSIONI
La Fig. 5 mostra la distribuzione della viscosità effettiva
Fig.6 – Profondità della base termica della litosfera (isoterma 1600°K) riferita
ad ogni elemento della griglia, calcolata a partire dai profili termici stimati dal
modello termico.
nella regione del Mediterraneo Centrale. Da un confronto con
le figure 3 e 4 si distinguono tre regioni principali di elevata
resistenza, una a sud dell’Arco Calabro, dove la viscosità
effettiva raggiunge valori di 10 28 Pa·s, e le altre due in
corrispondenza dei due bacini oceanici del Tirreno, dove la
viscosità effettiva è dell’ordine di 10 27 Pa·s. Il valore elevato a
sud dell’Arco Calabro è correlabile con il bassissimo flusso di
calore regionale (circa 20 mW/m 2 ) associato ad una crosta
sottile (fra 10 e 15 km) e ad una litosfera molto spessa (fino a
170 km, Fig. 6). Nonostante un flusso di calore notevolmente
più elevato nel Tirreno settentrionale (oltre 100 mW/m 2 ), il
Fig. 7 – Autovettori della Strani Rate calcolati per i tre elemnti
triangolari che hanno ai vertici le stazioni permanenti LAMP-
CAGL-NOT1, NOT1-AQUI-CAGL e MATE-AQUI-NOT1. In
grigio le velocità di deformazione ottenute a partire dalle soluzioni
delle serie temporali giornaliere, in nero quelle ottenute dalla
modellazione. Il modello riproduce ottimamente il regime e la
direzione della deformazione osservata.
contributo del mantello alla resistenza della litosfera rimane
comunque importante, garantendo localmente un valore elevato
della viscosità effettiva rispetto all’area circostante.
In Fig. 7 sono rappresentati gli autovettori della velocità di
deformazione predetti dall’integrazione delle equazioni (1) e
(2) con le condizioni al contorno specificate nel paragrafo
precedente e utilizzando la viscosità effettiva in Fig. 5 e gli
spessori crostali in Fig. 4. Queste previsioni sono confrontate
con i corrispondenti autovettori ottenuti a partire dalle soluzioni
delle serie temporali giornaliere ricavate dalle stazioni
permanenti NOT1, LAMP, MATE, AQUI, GAGL ed elaborate
con il software Bernese.
Il modello tettonico riproduce con buona approssimazione
la deformazione osservata a scala regionale, sia nel regime che
nella direzione, supportando l’ipotesi che la convergenza
Africa-Europa e la subduzione Calabra siano i principali
meccanismi responsabili dell’attuale campo di sforzo e
deformazione nella parte più meridionale del Tirreno, dove la
porzione settentrionale dell’indenter Africano contribuisce alla
compressione SE-NW ed all’estensione SW-NE, spingendo
lateralmente la porzione orientale della penisola Italiana.
Relativamente al modulo degli autovettori, mentre la
componente compressiva degli autovettori modellizzati risulta
confrontabile con l’osservazione, per lo meno nel Tirreno
meridionale, l’estensione viene ancora fortemente sottostimata.

ORIGINE DELL’ATTUALE CAMPO DI SFORZO NELLA ZONA DELL’ARCO CALABRO
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217

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 218
ABSTRACT
Una procedura per la determinazione della distribuzione granulometrica
di rocce cataclastiche sviluppate in carbonati utilizzando il principio della
diffrazione laser.
Particle size distribution analysis provides a first order
contribution to rock characterization and to the description of
many geological processes such as sedimentation, rock
fragmentation and soil formation. Fast particle size data
acquisition over a wide size range is provided by diffraction
granulometers, which typically allow using a wide variety of
analytical methods, named standard operating procedures
(SOP). These ensure the appropriate flexibility for analysing
very different granular materials, but deserve accurate
investigations and systematic testing for the possible influence
that different analytical methods may exert on results obtained
by the same or different instruments. For this purpose, we
performed specific tests on poorly coherent carbonate platform
fault core rocks by using two different instruments with
different sample dispersion and pumping systems. In particular,
most of our analyses were carried out by using a Mastersizer
2000 laser diffraction granulometer manufactured by Malvern
Instruments Ltd., because of the ensured possibility to test
several wet and dry analytical procedures including different
pump speeds, measure precision tests with and without sample
ultrasonication, different dispersant liquids, and sampling
precision tests. Results of our work indicate a significant
sensitivity of particle size data to the adopted analytical
procedure and, consequently, their indeterminateness when
standard operating procedures are not systematically tested and
critically discussed. The lack of information on the analytical
procedure can contribute to misleading data interpretation and
data comparison and, eventually, to wrong inferences on the
progression of cataclasis in fault zones. We propose a workflow
of analytical tests preliminary to the set up of the most
appropriate SOP for systematic laser diffraction granulometry
of cataclastic breccias in carbonate rocks. Application of this
_________________________
A workflow for laser diffraction granulometry of carbonate
cataclastic rocks
(*) Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli Studi Roma Tre,
Largo S. L. Murialdo 1, I-00146 Roma, Italy
FABRIZIO STORTI (*) & FABRIZIO BALSAMO (*)
procedure is typically flexible due to the great variability of
analysed materials and the common need of several iterations
before reaching the most statistically robust results.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 219-220, 2 ff.
Defomation pattern in a massive ponded lava flow at ODP-IODP
Site 1256 (Pacific Ocean): a core and log approach
PAOLA TARTAROTTI (*), EMANUELE FONTANA (*) & LAURA CRISPINI (°)
RIASSUNTO
Assetto strutturale di una colata lavica nel Sito ODP-IODP 1256 (Oceano
Pacifico): integrazione di dati di carota e di log in foro
Una sezione completa “in situ” di crosta oceanica è stata recentemente
perforata per la prima volta in una crosta di 15 Ma creata in un segmento della
dorsale Est Pacifica, caratterizzata da un’ elevata velocità di espansione (>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.
REFERENCES
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Microstructural features of a subaqueous lava from
basaltic crust off the East Pacific Rise (ODP Site 1256,
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TARTAROTTI P., CRISPINI L. & THE IODP EXPEDITIONS 309-312
SHIPBOARD SCIENTIFIC PARTY (2006) – ODP-IODP Site
1256 (East Pacific Rise): an in-situ section of upper
oceanic crust formed at a superfast spreading rate. Ofioliti,
Special Issue “Modern and fossil oceanic lithosphere”,
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WILSON D.S., TEAGLE D.A.H., ACTON G.D. et alii (2003) – Proc.
ODP, Init. Repts., 206 [CD-ROM]. Available from: Ocean
Drilling Program, Texas A & M University, College Station
TX 77845-9547, USA.

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

222 E. TONDI ET ALII
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.
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
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).
a)
b)
Host rock
Zona 3
Zona 2
Zona 1
Grani (%)
Zona 3
Zona 2
Porosità (%)
Zona 1
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.

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.
Different possibility of interaction and linkage between compactive shear
bands: 1) a simple divergence; 2) and 3) extensional and contractional jogs;
4) eye structure.
PROCESSI DI FAGLIAZIONE NEI GRAINSTONES CARBONATICI POROSI
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.
Fig. 4 – Grafico spessore (S) - rigetto (R) di singole compactive shear bands.
Thickness (S) - displacement (R) graph of single compactive shear bands.
a)
b)
223
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.

224 E. TONDI ET ALII
Zone di bande
Jogs e steps
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
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 (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.
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 225-226, 2 ff.
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/cm 3 per le dolomie e ~2.95 g/cm 3 per le
anidriti) rispetto a quelle di affioramento (~2.6 g/cm 3 per le dolomie, ~2.8
g/cm 3 per le anidriti e ~2.3 g/cm 3 per il gesso), basse porosità,

226 F. TRIPPETTA ET ALII
that from tomography or seismic reflection.
Fig. 1 – Location map of the samples. Dots represent Roccastrada Quarry where all Outcrop samples (OA, for Outcrop Anhydrite; OG for Outcrop Gypsum;
OD for Outcrop Dolostone) come from and Daniel1 and Donald1 wells where Borehole samples (BA for Boreholes Anhydrites and BD for Borehole Dolostone)
come from. Note that at the surface TE are composed by gypsum, dolostones and rare anhydrites whilst at depth are composed by anhydrite and dolostones .
Localizzazione delle zone di provenienza dei campioni. I pallini rappresentano la cava di Roccastrada dalla quale provengono tutti i campioni di affioramento
(OA Anidrite di affioramento, OG Gesso da affioramento e OD dolomia da affioramento), e i due pozzi Daniel 1 e Donald 1 dai quali provengono i campioni di
pozzo (BA, Anidrite da pozzo e BD Dolomia da pozzo). È da notare come le ET in affioramento presentino gesso, dolomia e rara anidrite mentre in profondità
sono caratterizzate da anidrite e dolomia.
Fig. 2 –P-Wave velocity measured under hydrostatic stress conditions for different values of confining pressure Pc. A) Vp for sulphates samples: dots for
borehole and rhombus (gypsum) and square (anhydrite) for outcrop sample, B) Vp for dolostone samples: dots for borehole and square for outcrop samples.
Velocità delle onde P misurate a varie pressioni di confinamento. A) Vp nei solfati: i pallini rappresentano i campioni di pozzo mentre i rombi (gesso) e i
quadrati (anidrite) rappresentano i campioni di affioramento. B) Vp nei campioni di dolomia: i pallini rappresentano i campioni di pozzo mentre quadrati
rappresentano quelli di affioramento.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 227-229, 2 ff.
Seismogenic sources in northeastern Italy and western Slovenia: an
overview from the Database of Individual Seismogenic Sources
(DISS 3.0.4)
PAOLA VANNOLI (*), SALVATORE BARBA (*), ROBERTO BASILI (*), PIERFRANCESCO BURRATO (*), UMBERTO
FRACASSI (*), VANJA KASTELIC (*), MARA MONICA TIBERTI (*) & GIANLUCA VALENSISE (*)
RIASSUNTO
Sguardo d’insieme sulle sorgenti sismogenetiche del nordest italiano e
della Slovenia occidentale dal Database delle Sorgenti Sismogenetiche
Individuali (DISS 3.0.4)
Il Database delle Sorgenti Sismogenetiche Individuali (DISS) contiene
sorgenti capaci di generare terremoti con Mw > 5.5 e fornisce una visione
sinottica della sismogenesi in Italia e nelle aree limitrofe. In questo lavoro
presentiamo un dettaglio sulle sorgenti dell’Italia del nord-est e della Slovenia
occidentale. I terremoti distruttivi nell’area veneto-friulana sono generati da
faglie inverse lungo strutture N-NO-immergenti della Catena Subalpina.
Nell’area slovena sono invece generati da faglie trascorrenti destre che
seguono i vecchi lineamenti dinarici.
Key words: NE Italy, Seismogenic Sources, Slovenia.
We present an overview of the seismogenic sources of
northeastern Italy and western Slovenia, included in the latest
version of the Database of Individual Seismogenic Sources
(DISS, v. 3.0.4; DISS WORKING GROUP, 2007).
DISS is a large repository of geologic, tectonic and active
fault data on Italy and surrounding areas (Fig. 1) resulting from
its authors’ first-hand experience and from a large amount of
literature data (BASILI et alii, 2008).
Fig. 1 – Screenshot of the web-page of the DISS, ttp://diss.rm.ingv.it/diss.
_________________________
(*) Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia,
Via di Vigna Murata, 605 – 00143 Roma, Italy.
DISS’ main object is the Seismogenic Source. DISS
Seismogenic Sources are active faults capable of generating
Mw > 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).

228 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.
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).
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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

230 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
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
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.
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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
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.
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
STEFANO VITALE (*) & STEFANO MAZZOLI (*)
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
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.

Fig. 2 –schema che illustra la modellizzazione di una zona di taglio
eterogenea di tipo III controllata da shear strain hardening.
RUOLO DELLO STRAIN HARDENING NELL’EVOLUZIONE DELLE ZONE DI TAGLIO
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):
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

234 S. VITALE & S. MAZZOLI
deformazione eterogenea può essere modellizzata assumendo
che l’eterogeneità della deformazione ed eventuali variazioni
dello spessore siano da attribuire alla presenza di shear strain
hardening lungo i margini, con o senza taglio puro e variazione
di volume simultanei. L’approccio matematico proposto in
questo lavoro permette, inoltre, di ottenere profili dello shear
strain effettivo finito e di altri parametri come lo strain finito o
il displacement che possono essere confrontati con i dati di
zone di taglio eterogenee naturali.
Il modello proposto di evoluzione di una zona di taglio
Fig. 4 – esempio di zona di taglio omogenea che evolve ad eterogenea a
letto di un detachment estensionale.
omogenea in una eterogenea attraverso l’hardening dei margini
potrebbe efficacemente descrivere, ad esempio, l’evoluzione di
una zona di taglio posta a letto di un detachment estensionale
(Fig. 4a) che, durante l’esumazione tettonica del blocco di letto,
mette a contatto il margine superiore della zona di taglio con
rocce sempre più fredde innescando l’hardening delle rocce
sottostanti la faglia (Fig. 4b) e la creazione di una zona di taglio
eterogenea asimmetrica (Fig. 4c).
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 2 (2008), 235-237, 4 ff.
Analisi strutturale dell’Unità Parasicilide affiorante nell’area di
Castelnuovo Cilento (Campania)
STEFANO VITALE (*), FABIO LAIENA (*), ANGELO NOVIELLO (*), SABATINO CIARCIA (*), STEFANO MAZZOLI (*)
& MARIO TORRE (*)
ABSTRACT
Structural analysis of the Parasicilide Unit, Castelnuovo Cilento area,
Campania region, Italy
This paper is focused on the structural analysis of the Parasicilide Unit
basin succession cropping out in the Cilento area (southern Apennines), where
it is exposed in the footwall to the Nord-Calabrese Unit. The succession is
characterized by superposed deformation related to three folding events. The
first produced tight to isoclinal folds associated with dominant NW-SE
shortening resulting in regional, SE verging recumbent folding accompanied by
the development of parasitic folds. The second deformation stage,
characterized by roughly E-W shortening, produced open to tight mesoscopic
folds. The third deformation episode was characterized by vertical shortening,
which led to the development of open folds with sub-horizontal axial planes.
The first and second folding events are best related to the overthrusting of the
Nord-Calabrese Unit onto the Parasicilide Unit and to a later, differently
oriented shortening event, respectively. On the other hand, the third folding
stage, being associated with vertical shortening, may be interpreted as a result
of stretching and thinning of a previously overthickened accretionary wedge.
Key words: southern Apennines, accretionary wedges, wedgetop
basins.
INTRODUZIONE
In Cilento (Campania) affiorano estese successioni bacinali
di origine oceanica o di transizione tra l’oceano (Neotetide) e il
continente (margine Apulo) riferibili all’Unità Nord-Calabrese
ed all’Unità Parasicilide (BONARDI ET AL., 1988; CIARCIA ET
AL., 2009). Queste successioni fanno parte del cuneo
d’accrezione appenninico formatosi a partire dal Miocene
inferiore e accavallatosi successivamente sui domini di
piattaforma carbonatica (CIARCIA ET AL., 2009). Tali unità sono
ricoperte in discordanza dai depositi di wedge-top del Gruppo
del Cilento (AMORE ET AL., 1988).
L’area di studio (Fig. 1) è ubicata tra i comuni di
Castelnuovo Cilento e Salento dove l’Unità Parasicilide affiora
in finestra tettonica al di sotto dell’Unità Nord-Calabrese
(APAT, 2005).
_________________________
(*) Dipartimento Scienze della Terra, Università di Napoli Federico II,
Largo San Marcellino 10, 80138 Napoli
La successione dell’Unità Parasicilide è formata, dal basso
verso l’alto, da quattro unità stratigrafiche: (i) argilliti, argille e
marne della Formazione di Postiglione; (ii) calcari marnosi,
marne e calcareniti della Formazione di Monte
Sant’Arcangelo; (iii) marne e calcari biancastri della
Fig. 1 – Carta geologica dell’area studiata.
Formazione di Contursi; (iv) depositi silicoclastici delle
Arenarie di Albanella. Tali unità stratigrafiche sono riferibili ad
analoghe successioni riconosciute nel Foglio 503-Vallo della
Lucania e raggruppate nell’unità tettonica di Castelnuovo
Cilento (APAT, 2005); in particolare, la prima corrisponde in
parte alle ‘argilliti di Genesio’; la seconda e la terza alle ‘marne
e calcareniti del T. Trenico’; mentre la quarta corrisponde alle
‘arenarie di Pianelli’. La successione dell’Unità Parasicilide è
attribuita al Cretacico Superiore-Burdigaliano (CIARCIA ET AL.,
2009).
In questo lavoro vengono presentati i primi risultati
dell’analisi strutturale dell’Unità Parasicilide affiorante in
Cilento.

236 S. VITALE ET ALII
ANALISI STRUTTURALE
La successione esaminata è caratterizzata dalla
sovrapposizione di tre fasi plicative. La prima fase è
contraddistinta da pieghe (F1) da strette ad isoclinali, con
forme da chevron a sinusoidali (Fig. 2a,b). È presente un
clivaggio di piano assiale poco sviluppato nelle peliti e spaziato
e convergente nelle litologie più competenti. Secondo la
classificazione di RAMSAY (1967), tali pieghe rientrano nella
classe 1B o 1C per gli strati più competenti e nella classe 3 per
gli strati argillitici meno competenti.
Le pieghe isoclinali di prima fase (i cui dati di orientazione
sono riportati in Fig. 3a-b) sono ripiegate da strutture in
Fig. 2 – (a) interferenza tra il secondo ed il primo piegamento. (b) pieghe
di terza fase.
prevalenza da aperte a strette e generalmente angolari (Fig. 2a).
Codeste pieghe di seconda fase (F2) si mostrano a forma di
kink con piani assiali spesso coniugati (Fig. 2a).
Gli assi di piega di seconda fase (A2) mostrano una
direzione prevalente N-S (Fig. 3c) ed i poli dei relativi piani
assiali (PA2; Fig. 3d) indicano piani immergenti con varia
inclinazione a W e ad E. Il pattern d’interferenza tra i due
piegamenti (Fig. 2a) è compreso tra le classi 2 e 3 della
classificazione di RAMSAY (1967).
Entrambe le pieghe F1 ed F2 sono ripiegate da un terzo
evento plicativo (F3), caratterizzato da pieghe generalmente
aperte ed osservabili esclusivamente lungo i fianchi corti subverticali
delle mesopieghe F1 (Fig. 3b). Gli assi di piega di
terza fase (A3; Fig. 3e) sono generalmente poco inclinati, così
come i relativi piani assiali (PA3; Fig. 3f).
Fig. 3– Proiezioni stereografiche delle giaciture delle strutture analizzate.
DISCUSSIONE E CONCLUSIONI
Il lavoro presentato rappresenta il primo studio strutturale
dei terreni appartenenti all’Unità Parasicilide affioranti in
Cilento. L’analisi strutturale ha permesso il riconoscimento di
tre fasi plicative sovrapposte. Le prime due fasi, per le loro
caratteristiche geometriche e strutturali, possono essere
associate al sovrascorrimento dell’Unità Nord-Calabrese
sull’Unità Parasicilide e ad un successivo minore evento di
raccorciamento non coassiale rispetto primo. La terza fase
plicativa indica, invece, un raccorciamento verticale
probabilmente associato all’estensione orizzontale in risposta al
precedente ispessimento del cuneo d’accrezione.
Il rilevamento strutturale ha evidenziato come l’Unità
Parasicilide affiori in finestra tettonica a letto dell’Unità Nord-
Calabrese. Il contatto tettonico a basso angolo taglia le strutture
plicative sia a letto sia a tetto. La sezione geologica (Fig. 4)
evidenzia come la successione analizzata sia caratterizzata da
una deformazione alla mesoscala descritta da un treno di
antiformi e sinformi (F1) con asimmetria a s. Questa
caratteristica, unita alla generale polarità stratigrafica inversa di
tali terreni, indica che la successione affiorante forma il fianco
rovesciato di una piega a scala regionale vergente a SE
formatasi durante la prima fase plicativa. Tale struttura è stata
successivamente raccorciata sia lungo la direzione E-W, sia
verticalmente. Infine, la piega a scala regionale è stata dislocata
da un contatto a basso angolo che, nell’area di studio, ha eliso
il fianco a polarità normale.

Fig. 4 – Sezione geologica, la traccia e la legenda sono indicate nella Fig. 1
REFERENCES
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ANALISI STRUTTURALE DELL’UNITÀ PARASICILIDE
237

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 238-240, 3 ff.
Structural constraints to the Euganean Geothermal Field (NE Italy)
RIASSUNTO
Vincoli strutturali del Campo Geotermico Euganeo (Italia di NE)
Il campo geotermico Euganeo presso Padova (dal quale nel 2007 sono stati
estratti circa 17 Mm 3 di fluidi ad un temperatura compresa tra 60

STRUCTURAL CONSTRAINTS TO THE EUGANEAN GEOTHERMAL FIELD
Fig. 1 - Structural sketch of the central-eastern Southern Alps showing the location of the Euganean Geothermal Field (EGF) and the S. Vito di
Leguzzano quarry, where the structural data of Fig. 2 were acquired.
Fig. 2 – Sketch of the S. Vito di Leguzzano quarry, near Schio. Not to scale.
The outcrop shows a prominent drag fold of the footwall of the Schio-
Vicenza fault developed during a Tertiary extensional deformation. The
stereoplots are the equal angle projection of strike-slip faults and the fault
plane solution. The principal axes of infinitesimal strain from fault slip
analysis are labelled “1” for extension and “3” for shortening (software:
FaultKin v. 5.4 by R.W.ALLMENDINGER, R.A. MARRETT & T. CLADOUHOS,
Cornell Univ.). The shortening axis corresponds to the kinematic sigma 1
developed within a steep shear zone trending NW-SE (Schio-Vicenza fault).
sinistral movements (Fig. 2). These findings point to a
poliphase deformation of the SVFS characterized by extension
followed by strike-slip regime, i.e. the same sequence of the
geologic evolution illustrated above.
PROPOSED STRUCTURAL MODEL OF THE EGF
Hydrothermal outflow occurs most commonly at the
terminations of individual faults and where multiple faults
interact (CUREWITZ & KARSON, 1997).
239
Fig. 3 – SW of Padova the Schio-Vicenza fault system shows a relay zone
between two segments. The structure is coincident with the Euganean
hydrothermal outflow, which can be explained as the vertical fluid flow
along a conduit produced by local tensional stress development.

240 D. ZAMPIERI ET ALII
Strike-slip fault systems are affected by local complexities such
as bends and stopovers. Releasing bends and dilational
stepovers are typically complex sites of fracturing, veining and
fluid flow. The link between hydrothermal outflow and strikeslip
tectonics has been recently demonstrated for example in the
western Alps (BAIETTO et alii, 2008).
The revision of the SVFS architecture by using unpublished
seismic lines has permitted to unravel the complex structure of
the fault system, which is not a single fault as is usually
depicted in structural and geological maps. The fault zone is
composed of some synthetic normal fault segments buried
beneath the alluvial cover. A left stepover structure (relay zone)
between two distinct fault segments of the SVFS has been
recognized just in coincidence with the thermal area (Fig. 3).
Given the Neogene to Quaternary sinistral strike-slip
kinematics superimposed on the fault system, this structure
have accommodated along-strike local extension and may be
responsible for rock fracturing and permeability development,
enhancing migration to surface of thermal waters.
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 241-244, 5 ff.
Pseudotachylytes along the Orobic Thrust, Southern Alps, Bergamo:
a proxy for the Eo-Alpine deformation ?
STEFANO ZANCHETTA, PAOLO D’ADDA , VALENTINA BARBERINI, NICOLETTA FUSI & ANDREA ZANCHI
RIASSUNTO
Le pseudotachiliti del Thrust Orobico (BG): possibili indicatori di una
deformazione Eo-Alpina nelle Alpi Meridionali ?
Il Thrust Orobico rappresenta la più importante struttura Alpina che
interessa il basamento delle Alpi Meridionali tra Bergamo e Sondrio. Lungo
questo sovrascorrimento il basamento cristallino di età Varisica è sovrascorso
verso sud, al di sopra delle coperture sedimentarie di età Permo-Triassica. La
determinazione dell’età del movimento dei vari segmenti che costituiscono il
thrust è di fondamentale importanza ai fini della ricostruzione dell’evoluzione
strutturale delle Alpi Meridionali durante le prime fasi dell’orogenesi Alpina.
Nell’area del Passo di San Marco, la zona di faglia correlata al Thrust
Orobico mostra uno spessore variabile da 150 a 200 m e risulta caratterizzata
dalla presenza di numerose vene di pseudotachiliti formatesi, per quanto
emerso dalle analisi strutturali di dettaglio eseguite lungo il thrust, durante le
ultime fasi evolutive della struttura, in un regime deformativo di tipo fragile. In
particolare, le pseudotachiliti mostrano caratteristiche giaciturali comparabili
con quelle delle faglie inverse, dirette ENE-OSO, che rappresentano gli
elementi strutturali dominanti all’interno della zona di faglia.
Date le relazioni strutturali fra le pseudotachiliti e le altre strutture
connesse alla zona di faglia del Thrust Orobico, la caratterizzazione
petrografico-mineralogica delle vene di pseudotachiliti e la loro datazione
radiometrica offrono la possibilità di investigare l’evoluzione di questa
importante struttura paleosismica e di porre dei vincoli temporali all’attività
della stessa..Le datazioni ad oggi disponibili delle pseudotachiliti del Thrust
Orobico e della Linea del Porcile (MEIER, 2003) indicano un’età tardo-
Cretacica. L’affidabilità di tali datazioni risulta però limitata dalla mancanza
di una dettagliata analisi strutturale e dall’assenza di una caratterizzazione
petrografico-mineralogica approfondita, indispensabile ai fini della sicura
interpretazione dei dati radiometrici. Il presente lavoro, tutt’ora in corso, si
propone di sopperire a tale lacuna, fornendo una stima più precisa e più solida
dell’evoluzione temporale del Thrust Orobico e della Line del Porcile.
Key words: Eo-Alpine deformation, Orobic Thrust, Porcile
Thrust, pseudotachylites, Southern Alps.
INTRODUCTION
The Alpine structural evolution of the Southern Alps still
poses several unsolved problems especially on its oldest history
and its possible relationships with the Eo-Alpine tectonic
events affecting the Austroalpine domain. DOGLIONI &
BOSELLINI (1987) and BERSEZIO et alii (1993) emphasized the
occurrence of a pre-Tertiary orogeny based on the development
of a deep Late Cretaceous E-W trending foredeep basin along
_________________________
Dipartimento di Scienze Geologiche e Geotecnologie, Università degli
Studi di Milano Bicocca, Piazza della Scienza 4 – 20126 Milano.
corresponding author S. ZANCHETTA: stefano.zanchetta@unimib.it
the southern margin of the belt which were infilled, in the
Lombardian basin by turbiditic units rich in olistoliths. ZANCHI
et alii (1990) also obtained K/Ar radiometric ages around the
Cretaceous-Palaeogene boundary for dike swarms crossing
previous thrust surfaces formed in the Presolana area, Orobic
Alps, Bergamo, within the Lower to Middle Triassic units.
Although later works (FANTONI et alii, 1999) obtained slightly
Fig. 1 – Structural map of the Orobic Alps, Lombardy, Italy. 1: Upper
Cretaceous turbidites; 2: Jurassic to Lower Cretaceous basinal units; 3:
Upper Triassic units; 4: Lower to Middle Triassic successions; 5: Orobic
Anticlines including crystalline basement, Permian and lowermost Triassic
units; 6: MG to LG Variscan basement of the Orobic Alps; 7: Pre-Alpine HT
units of the Orobic basement; 8: Metamorphic units of the Central Alps north
of the Insubric Line; 9: Masino-Bregaglia (Brg, T); 10: Adamello-Presanella.
O-A: Orobic Anticline; TC-A: Trabuchello-Cabianca Anticline; CE-A:
Cedegolo Anticline. PSM: Passo San Marco, also shown with a star.
younger ages for the same dikes, the matter of Late Cretaceous
thrust stacking remains still open.
The opportunity to date the oldest thrust structures of the
Southern Alps occurs in the western Orobic region, where the
occurrence of pseudotachylyte veins has been described by
previous authors (CARMINATI & SILETTO, 2005) along the
Orobic and Porcile thrusts. The Orobic Thrusts strikes E-W and
is the main Alpine structure of the Orobic Southern Alps.
Along this thrust the Variscan crystalline basement is stacked
southwards on the Permo-Triassic cover units. The Porcile
Thrust trends ENE-WSW, is cut by the Orobic Thrust and
stacks medium to low grade metapelitic rocks on the Morbegno
Gneiss and on the Gneiss Chiari units; thin slices of the Permo-
Triassic sedimentary cover often occur along this structure,

242 S. ZANCHETTA ET ALII
Fig. 2 – a) Geological scheme of the Passo San Marco area. b) pre-Alpine D2 structure in the crystalline basement: fold axes (A2) and S2 foliations (poles to
planes, lower emisphere). c) Axial planes of D3 folds of Alpine age in the crystalline basement. d) Fold axes of D3 folds; the high dispersion is possibly related
to block rotation along the Orobic Thrust. e) Stress tensor obtained with reverse faults measured along the Orobic Thrust.
which may be an inverted Permian normal fault.
According to LAUBSCHER (1985), the Orobic Thrust sheets
corresponds to the Northern Grigna Unit in the sedimentary
cover, which represents the highest and consequently oldest
structural unit of the sedimentary cover, roughly corresponding
to the thrust sheets forming the Presolana thrust stack. As
preliminary Ar/Ar ages on the pseudotachylytes of the Orobic
thrust have given a very Late Cretaceous age (MEIER, 2003),
these results can fit with the data obtained from the dike
swarms of the Presolana area, both suggesting a strong
evidence for the Late Cretaceous compressive events.
In this paper we present the results of petrological
investigations concerning the pseudotachylytes formed along
the two main thrusts. Petrological investigations have been
performed in close connection with a detailed structural
analysis of faults and folds developed in the San Marco Pass
area. These studies are aimed to obtain a better understanding
of the genesis and textures of these complex rocks, in order to
optimize the results of new radiometric age determinations
which will be performed in the next future.
FAULT ANALYSIS ALONG THE OROBIC THRUST
About 130 fault planes have been measured along the
Orobic Thrust in the Ca’ San Marco area. The best
observations refer to the road taking to the Pass, where fresh
and continuous outcrops of retrogressed mica schists show
Fig. 3 – Rose diagrams relative to reverse faults measured along the Orobic
Thrust in the Passo San Marco area.

thick ultracataclastic zones injected with pseudotachylyte veins.
Rose diagrams (Fig.3) relative to reverse faults (68) show a
marked E-W trend with a northward dip showing a wide range
of dip values (20°-60°) due to the occurrence of secondary R
shears. Fault striations occurring along most of the measured
surfaces (53) are mainly dip-slip. Fault planes bearing
pesudotachylytes and injection veins show very similar
geometrical features with a medium-angle dip (50°-60°)
suggesting that the genesis of pseudotachylytes is related to the
main brittle stage of thrust faulting. Stress tensor
determinations obtained with striated fault planes indicates a
N10° direction of the main stress axis (Angelier, 1990).
Successive both left- and right-lateral strike-slip faults
reactivate some of the main thrust faults, suggesting a complex
evolution through the entire Alpine history of the Orobic
Thrust.
TEXTURE AND PETROGRAPHY OF
PSEUDOTACHYLYTES
It is now widely accepted that the occurence of
pseudotachylytes within a fault zone suggests coseismic
friction-induced melting along fault planes (SIBSON, 1975;
SPRAY, 1995; WENK et alii, 2000). In this context
pseudotachylytes represent unique opportunities to study fault
processes along exhumed palaeoseismic structures and also
offer the possibility to pose absolute time-constraints on the
fault activity by means of radiometric dating of the meltderived
cryptocristalline or glassy matrix.
The pseudotachylyte veins occurring along the Orobic and
the Porcile Thrusts (Fig. 4) discontinuosly decorate fault planes
and typically display a thickness from a few millimeters to 20-
25 mm, with rare reservoir (injection) veins reaching 100-150
mm along the Porcile Thrust, east of Laghi del Porcile. They
are found inside different lithologies, two-mica gneiss, mica
schists, K-feldspar gneiss, always showing cataclastic textures
developed before pseudotachylyte formation. Pseudotachylyte
veins display only minor reactivations along a successive set of
discrete reverse fault planes subparallel to the main reverse
planes but with a dip angle that never exceeds 20°-25°. Locally
dilatational epidote-chlorite veins, 1-5 mm thick, crosscut all
the previous thrust-related structures.
Pseudotachylytes occurring along melt generation surfaces
(mgs) are typically zoned with a thin black wall along contacts
with the wall rock, and a lighter dark gray to brass-like
coloured part in the vein center. Clasts derived from the wall
rock are made of quartz and minor plagioclase and titanite. The
clast/matrix ratio decreases towards the vein center contrary to
the increase of the clast grain size. Reservoir pseudotachylyte
veins, derived from the melt injections from the mgs towards
the wall rock, usually occurring along existing fractures or
veins, are typically unzoned and display a clast/matrix ratio
close to zero, probably due to the “bottle-neck” effect
(O’HARA, 2001).
Quartz and plagioclase clasts are rounded or sub-rounded,
with an aspect ratio between 1 and 1.5. Elongated clasts are
PSEUDOTACHYLYTES ALONG THE OROBIC THRUST
243
usually aligned parallel to the vein margins as an effect of melt
flow. Isoclinal and convolute folds individuated by alternating
light and dark coloured matrix layers are common features
observed in most of the analysed samples (fig. 4).
The textures and mineralogy of both wall rock and
pseudotachylyte veins has been determined by SEM and EMPA
analyses together with qualitative XRPD performed on
microsampled pseudotachylyte matrix and MicroCT on micro
cores to unravel the 3D relations between veins and wall rocks.
The pseudotachylyte veins matrix consists of a
cryptocrystalline polymineralic aggregate made of quartz,
biotite, plagioclase, titanite and magnetite as ubiquitous phases,
whereas K-feldspar, ilmenite, apatite and sulfides only occur in
samples derived from K-feldspar gneisses and epidote-bearing
gneisses (fig. 5). In samples where both ilmenite and titanite
crystallized from the pristine melt, ilmenite is found only within
the black wall rimming the pseudotachylyte/wall rock contact,
whereas titanite is present only in the central part of the vein.
Fig. 4 – a) Pseudotachylyte injection vein in a K-feldspar gneiss wall rock
(Gneiss di Pizzo Meriggio, Porcile Thrust. b) 3d image slices of a
pseudotachylyte vein in a two-mica gneiss obtained with MicroCT (X-ray
microcomputerized tomography). Bright spots are epidote and titanite
crystals.

244 S. ZANCHETTA ET ALII
The veins matrix displays a chemical composition characteristic
of intermediate silicate melts, with SiO2 wt% comprised
between 52 and 64 and alkali (Na2O + K2O) ranging between 5
and 11 wt% . More differentiated composition, with SiO2
reaching 70-75 wt% were found only in some samples derived
from epidote-free gneisses. An inverse relation between the
total alkali content and Si was observed in all samples.
Biotite represents the most abundant phase crystallized from
the melt. It is present both as 1 to 15 m laths and spherulithic
Fig. 5 – BSE image of a pseudotachylite vein. Partially melted lithic clast
are present together with quartz clast, often with a thin K-feldspar rim.
Biotite and titanite (ttn) are crystallized from the melt. Note the weak shape
preferred orientation of bt laths around wall rock survivor clasts (sample
SM6Q, Passo San Marco road.
aggregates reaching 50 m in diameter. Biotite crystallytes are
typically more abundant close to the pseudotachylyte/wall rock
contact and decrease towards the vein center. The XMg and the
Ti-content of biotite crystallytes are always higher than the
ones of wall rock biotite, suggesting higher equilibrium
temperatures for pseudotachylyte biotites. The coupled Si
increase and biotite crystallites abundance decrease towards the
vein center possibly suggest the occurence of melt
differentiation during the crystallization process.
CONCLUSIONS
The occurrence of pseudotachylyte veins within fault rocks
correlated to the Orobic Thrust is of fundamental importance as
pseudotachylytes offer the opportunity to better constrain the
dominant fault processes and the time of activity of some of the
main Alpine structures in the Southern Alps. Previous
radiometric dating of pseudotachylyte veins from the Orobic
and Porcile Thrusts (MEIER, 2003) yield a Late Cretaceous age
for fault activity along these structures, suggesting the
occurrence of pre-Tertiary (Eo-Alpine) deformation in this
sector of the Southern Alps. The detailed structural anlayses of
pseudotachylytes relationships with other fault structures and
petrographic-mineralogical characterization of them, constitute
the starting point to obtain in the next future reliable constraints
on the age of the Orobic and Porcile Thrust fault activity.
The unquestionable dating of an Eo-Alpine orogenic phase
recorded within the Southern Alps and its characterization both
in structural and metamorphic terms could carry important
consequences also on the evolution models of the entire Alpine
belt, mainly on the relations between the Southern Alps and the
Asustroalpine domain, where the presence of a Eo-Alpine
deformation and metamorphic phase it is now widely accepted.
REFERENCES
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Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 245
Utilizzo di dati geologico-strutturali di terreno
per la modellazione 3D: esempi di strutture Alpine
ANDREA ZANCHI (*), STEFANO ZANCHETTA (*) , PAOLO D’ADDA (*), FEDERICO AGLIARDI (*), MASSIMO CONTI
(*), FRANCESCO GALBIATI(*), FABRIZIO BERRA (**), FRANCESCA SALVI (°)
RIASSUNTO
La possibilità di integrare informazioni cartografiche a
carattere geologico–strutturale attraverso l’utilizzo dei GIS e di
poterle utilizzare direttamente in appositi software per la
modellazione 3D di corpi geologici complessi rappresenta oggi
una realtà a disposizione di molti enti accademici. L’attivazione
di consorzi internazionali, per lo sviluppo di queste
applicazioni (gOcad) e la messa a disposizione per utilizzo
didattico e di ricerca (Move, Midland Valley), ha favorito la
diffusione e migliorato le capacità di utilizzo di questi
complessi strumenti di elaborazione.
La messa a punto di una serie di procedure, da noi testate in
differenti situazioni geologico-strutturali nel corso degli ultimi
anni, ha reso possibile la ricostruzione 3d di elementi geologici
di ogni tipo a partire da informazioni prevalentemente di tipo
cartografico e strutturale (ZANCHI et alii, 2009a, 2009b). Le
ricostruzioni così ottenute possono poi essere successivamente
implementate attraverso dati provenienti da indagini di altro
genere (pozzi, sondaggi, sezioni sismiche, ecc.).
Le ricostruzioni presentate sono basate essenzialmente
sull’utilizzo di differenti software: ArcGis per l’archiviazione
dei dati geologici di terreno, gOcad e Move per la
modellazione 2d, 3d ed eventualmente 4d (retrodeformazione).
Nell’ambito della presentazione verranno illustrati alcuni
esempi significativi tratti da ricostruzioni effettuate nell’ambito
di strutture presenti nella copertura del Sudalpino Orobico e nel
basamento Austroalpino della zona di Merano (BZ).
Le applicazioni relative al Sudalpino si riferiscono
principalmente a due esempi:
- strutture a pieghe e faglie sviluppate nell’ambito dei
sistemi di sovrascorrimenti che interessano le unità del
Triassico Inferiore e Medio a sud della Linea Valtorta-Val
Canale;
- deformazione gravitativa di versante sviluppata nelle unità
del Triassico Superiore nei pressi del bordo meridionale della
_________________________
(*) Dipartimento di Scienze e Tecnologie Geologiche, Piazza della Scienza
4 Milano Università degli studi di Milano-Bicocca
(**) Dipartimento di Scienze della Terra, Piazzale Gorini 34 Milano
Università degli studi di Milano
(°) Istituto ENI, Milano.
Andrea.zanchi@unimib.it 02/64482028
catena (DGPV di Fuipiano Imagna). Le ricostruzioni sono state
effettuate utilizzando in prevalenza dati cartografici di
superficie e numerose sezioni geologiche seriate appositamente
costruite. Nel caso della deformazione gravitativa è stato
possibile retrodeformare attraverso 2Dmove alcune delle
sezioni realizzate, allo scopo di verificare la congruenza
geometrica del modello realizzato. Questo tipo di approccio si
è rivelato estremamente utile per lo sviluppo di modelli
numerici relativi all’evoluzione del fenomeno gravitativo.
Per quanto riguarda la ricostruzione effettuata nell’ambito
del basamento Austroalpino della zona di Merano, sono state
ricostruite alcune strutture plicative polifasiche di età Alpina
che interessano il Complesso delle Cime di Tessa. In questo
caso la ricostruzione è basata su una cartografia geologicostrutturale
di dettaglio condotta a scala 1:5.000. Grazie
all’ottima esposizione delle strutture è stato possibile ricostruire
queste complesse pieghe attraverso procedure simili a quelle
adottate nei precedenti casi, ma realizzate attraverso l’utilizzo
di gOcad.
Oltre ai risultati ottenuti nell’ambito di temi di ricerca,
verranno illustrati anche alcuni esempi di semplici applicazioni
sviluppate, a carattere sperimentale, nell’ambito di alcuni
insegnamenti di 2° livello.
BIBLIOGRAFIA
ZANCHI A., DE DONATIS M., GIBBS A. & MALLET J.-L. (2009a)
- Imaging Geology in 3D. Computers and Geosciences,
doi:10.1016/j.cageo.2007.09.009.
ZANCHI A., SALVI F., ZANCHETTA S., STERLACCHINI S. & GUERRA
G. (2009b) - 3D reconstruction of complex geological bodies:
examples from the Alps. Computers and Geosciences,
doi:10.1016/j.cageo.2007.09.003.

Rendiconti online Soc. Geol. It., Vol. 5 (2009), 246-248, 4 ff.
FReDNet: un sistema per il monitoraggio delle deformazioni crostali
e per il posizionamento di precisione in tempo reale in Friuli-V. G.
ABSTRACT
FReDNet: un sistema per il monitoraggio delle deformazioni crostali e per
il posizionamento di precisione in tempo reale in Friuli-V. G.
The Friuli Regional Deformation network (FReDNet) of continuously
operating Global Positioning System (GPS) receivers monitors crustal
deformation in the Friuli region. The principal goals of the FReDNet program
are to determine the distribution of deformation in this region, to estimate
interseismic strain accumulation on its active faults to better assess seismic
hazards, to monitor hazardous faults for emergency response management, and
to provide infrastructure for geodetic data management and processing. The
network is also designed to serve as a real-time surveying infrastructure (GPS-
RTK).
Key words: crustal deformation, FReDNet, geodetic data
management, GPS, GPS-RTK
INTRODUZIONE
Le misurazioni geodetiche permettono di ottenere stime
dirette ed accurate sulla velocità di deformazione in un'area
geografica. Assieme ad altre osservazioni di natura geologica e
sismologica, le misurazioni geodetiche sono di rilevanza
centrale per studi a lungo termine di pericolosità sismica. Esse,
infatti, offrono i migliori vincoli per valutare quantitativamente
la velocità con cui si accumulano le deformazioni. La
tecnologia GPS (Global Positioning System) offre l'accuratezza
necessaria per monitorare in maniera continua le deformazioni
in zone tettonicamente attive. Inoltre, mediante l'utilizzo di
misurazioni differenziali di GPS, è possibile rilevare,
localmente, spostamenti, con elaborazioni di post-processing,
dell'ordine del millimetro.
FReDNet (Friuli Regional Deformation Network) è il nome
dato alla rete di ricevitori permanenti GPS del Friuli-Venezia
Giulia realizzata dal dipartimento Centro di Ricerche
Sismologiche-CRS di Udine dell’Istituto Nazionale di
_________________________
DAVID ZULIANI (*), PAOLO FABRIS (*), FRANCESCO PALMIERI (*) & ENRICO PRIOLO (*)
(*) Istituto Nazionale di Oceanografia e di Geofisica Sperimentale – OGS,
Borgo Grotta Gigante 42/c, 34010 Sgonico (TS)
Oceanografia e di Geofisica Sperimentale-OGS di Trieste
(BATTAGLIA et alii., 2003, BATTAGLIA et alii., 2004, ZULIANI et
alii. 2003). Gli obiettivi primari della rete FReDNet sono:
• monitoraggio delle deformazioni crostali;
• distribuzione di un servizio di posizionamento di
precisione in tempo reale (GPS-RTK).
I ricevitori della rete FReDNet sono attivi dall'estate 2002 e
raccolgono il dato GPS "in continuo". Fino ad oggi sono state
installate 12 stazioni permanenti sul territorio del Friuli-
Venezia Giulia e in parte su quello del Veneto.
Sono presentate alcune serie temporali e le relative velocità
di deformazione finora elaborate e si descrive il servizio di
posizionamento in tempo reale.
LA RETE FREDNET
I ricevitori della rete FReDNet sono attivi dall'estate 2002 e
raccolgono il dato GPS "in continuo" con campionamento a 1s.
Fino ad oggi sono state installate 12 stazioni permanenti
(Fig.1).
Fig. 1 – Schema della rete FReDNet.
La disposizione delle stazioni sul territorio è stata studiata
in modo tale da permettere il monitoraggio delle deformazioni
in atto lungo i tre principali sistemi di faglie presenti in Friuli
(GALADINI et alii, 2002):

FReDNet: UN SISTEMA PER IL MONITORAGGIO DELLE DEFORMAZIONI CROSTALI
• faglie dinariche, orientate in direzione NW-SE, secondo
l'asse definito da Caneva-Monte Prat-Monte Acomizza;
• faglie periadriatiche, orientate in direzione E-W,
secondo l'asse definito da Zouf Plan-Monte Prat;
• faglie orientate in direzione NE-SO, secondo l’asse
definito da Alpe Faloria-Monte Prat-Medea-Trieste.
Ogni stazione della rete fissa è costituita da:
• un pilastrino in cemento solidamente ancorato a roccia
stabile per garantire l’inamovibilità della struttura. Il
pilastrino è dotato di un sistema di accoppiamento su cui
installare l’antenna GPS;
• un ricevitore GPS di alta qualità a doppia frequenza (L2,
L1);
• un’antenna GPS di tipo Choke Ring dotata di borchia di
riferimento;
• una cupola di protezione per l’antenna Choke Ring;
• cavi di connessione fra antenna e ricevitore ed eventuali
interfacce aggiuntive;
• un sistema di alimentazione affidabile (attraverso la rete
elettrica nazionale o sistemi alternativi quali quello
fotovoltaico od eolico) dotato anche di un sistema
sostitutivo di emergenza (batterie tampone) che permetta
un funzionamento in continuo del ricevitore;
• eventuali dispositivi per la sicurezza e la protezione
delle strumentazioni (scaricatori elettrici, etc);
• un sistema per la trasmissione, in tempo reale, dei dati
satellitari raccolti dal ricevitore GPS. La trasmissione è
effettuata verso un centro di raccolta dati ed è attuabile
in diversi modi:
o sistema satellitare;
o modem gsm/gprs;
o sistemi WiFi dedicati (apparati di trasmissione
Wireless in tecnologia Spread Spectrum per lunga
distanza);
o apparati radio con frequenze fornite su concessione.
Il centro di raccolta dati, gestione della rete e di
elaborazione è ubicato presso il CRS di Udine. Il sistema si
avvale di un software per la configurazione da remoto delle
stazioni permanenti e per il calcolo e la distribuzione in tempo
reale di correzioni differenziali.
La stazione ZOUF è inserita nella rete geodetica GPS
europea EPN (EUREF Permanent Network) e i suoi dati sono
anche distribuiti da ASI (Agenzia Spaziale Italiana).
I dati della rete FReDNet sono disponibili sul sito
http://www.crs.inogs.it/frednet.
L’obiettivo scientifico che il sistema si propone di
conseguire è la caratterizzazione dei processi tettonici regionali
e di alcune aree più critiche dal punto di vista sismico.
L’attività prevede il monitoraggio delle deformazioni crostali
dell’area regionale, grazie alle misurazioni della rete di stazioni
GPS permanenti ed in alcune campagne episodiche di
misurazione svolte all’uopo. In particolare, le misurazioni GPS
permetteranno di:
247
• stimare entità, direzione e velocità di deformazione delle
principali strutture crostali presenti;
• stimare lo sforzo intersismico che si accumula nelle
strutture sismogeniche;
• definire il potenziale sismico e la pericolosità delle
faglie identificate come attive.
La rete GPS permanente FReDNet rappresenta
l’infrastruttura di base necessaria per la misurazione geodetica
del territorio regionale e delle aree immediatamente adiacenti.
Oltre alle misurazioni in continuo, sono tuttavia necessarie
delle misurazioni episodiche di dettaglio concentrate in alcune
aree di maggiore interesse.
SERIE TEMPORALI E VELOCITÀ DI
DEFORMAZIONE FINORA ELABORATE
I modelli cinematici e dinamici, vincolati con i dati
geodetici raccolti dalla rete, aiuteranno a definire con maggiore
precisione il modello geodinamico dell'area friulana e delle
zone orientali della microplacca adriatica. Grazie a questo più
accurato modello sarà possibile descrivere meglio sia le zone
sismogeniche, che i processi tettonici che controllano la
deformazione attiva della regione.
Finora sono state calcolate, mediante il software
GAMIT/GLOBK, le serie temporali giornaliere e le velocità di
deformazione in atto. In Fig. 2 è riportata la serie temporale del
sito ZOUF.
Fig. 2 – Serie temporale del sito ZOUF, le coordinate sono calcolate nel
sistema di riferimento ITRF.

248 D. ZULIANI ET ALII
In Fig. 3 e 4 sono rappresentate le velocità di deformazione
finora calcolate.
I sistemi di riferimento utilizzati per la determinazione delle
Fig.3 – Velocità di deformazione dei siti FReDNet. Il sistema di
riferimento è quello globale ITRF.
Fig.4 – Velocità di deformazione dei siti FReDNet. Il sistema di
riferimento è quello europeo EURA.
velocità sono:
• ITRF - International Terrestrial Reference Frame (Fig.
3)
• European Reference Frame of McClusky (Fig. 4)
Questi sono alcuni dei risultati disponibili anche sul sito web
sopra menzionato.
IL SERVIZIO DI POSIZIONAMENTO IN TEMPO
REALE (GPS-RTK)
La rete FReDNet rappresenta il supporto per l’istituzione di
un servizio di posizionamento in tempo reale che in fase
realizzativa nell’ambito di un progetto dell’OGS, co-finanziato
dalla Regione Autonoma Friuli Venezia Giulia mediante
contributi assegnati per la realizzazione di progetti di ricerca
scientifica e applicata e di iniziative di trasferimento e di
diffusione dei risultati della ricerca (ai sensi della L.R. 11/2003
e del D.P. Reg. n. 0324/Pres. Del 8/10/2004). A fine progetto
(tre anni), sarà pertanto disponibile, per la Regione FVG, un
servizio innovativo in grado di fornire all’utenza pubblica,
privata e scientifica, gli strumenti essenziali per una
navigazione georeferenziata di alta precisione in tempo reale. Il
servizio sarà fruibile in ogni istante e in qualsiasi luogo della
Regione con una precisione, per l’utenza finale, di qualche
centimetro, ed avrà una notevole ricaduta su una varietà di
potenziali applicazioni commerciali (aviazione, operazioni
marittime, trasporti terrestri, turismo, ecc.), produttive (gestione
del territorio, agricoltura e ambiente) e di miglioramento dei
servizi (trasporti, emergenze e protezione civile).
BIBLIOGRAFIA
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Indice
Presentazione.................................................................................................................................................................. Pag. 3
Ag o s tA F., Al e s s A n d r o n i M., An t o n e l l i n i M. & to n d i e. - From fractres to flow, a field-based quantitative analysis
of an outcropping carbonate reservoir..................................................................................................................... » 5
Ag o s tA F., to n d i e., An t o n e l l i n i M. & Ay d i n A. - Deformation along the leading edge of the Majella thrust
sheet, central Italy................................................................................................................................................... » 9
Ag o s t i n i s.& CA l A M i tA F. - Il ruolo dell’eredità strutturale nello sviluppo della catena appenninica: l’esempio della
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