Natura Nascosta n° 31 - Il museo paleontologico

Natura Nascosta Numero 31 Anno 2005 pp.1-14 Figure 12
KARSELLA E KERAMOSPHAERINA (FORAMINIFERI): PRIMO
RINVENIMENTO IN UN INCLUSO PALEOCENICO
NEL FLYSCH EOCENICO PRESSO VIGANT (NIMIS, UDINE)
OCCURRENCE OF KARSELLA AND KERAMOSPHAERINA
(FORAMINIFERIDA) IN A BOULDER OF PALEOCENE AGE CONGLOBATED
IN THE EOCENE FLYSCH NEAR VIGANT (NIMIS, UDINE, NE ITALY)
Maurizio Tentor e Sandro Venturini
Riassunto - Viene per la prima volta segnalata la presenza di foraminiferi pertinenti ai
generi Karsella e Keramosphaerina in un blocco calcareo incluso in depositi di età
eocenica del Flysch del Grivò, nei pressi del villaggio di Vigant (Nimis, Udine). Il clasto è
inglobato nella parte basale di un megastrato formato dal franamento nel bacino torbiditico
di parte del margine della Piattaforma Friulana. Le associazioni a foraminiferi bentonici del
blocco (rappresentate in particolare da Glomalveolina primaeva) indicano un’età
paleocenica. Oltre a foraminiferi e molluschi, sono osservabili frequenti coralli solitari. Il
genere Karsella era precedentemente sconosciuto nelle piattaforme periadriatiche, in
quanto rinvenuto finora solo nell’area anatolica e probabilmente anche in Iran. Il genere
Keramosphaerina è per la prima volta segnalato nel Cenozoico.
Parole chiave: foraminiferi, Karsella, Keramosphaerina, Paleocene, Piattaforma Adriatico-
Dinarica, Friuli.
Abstract - The occurrence of the foraminifers Karsella and Keramosphaerina in a limestone
boulder occurring inside the Flysch del Grivò unit (Lower Eocene) of the Julian Prealps
near the village of Vigant (Nimis, Udine Province, NE Italy) is here reported for the first
time. Small bivalves and corals are present among the macrofossils. The boulder occurs at
the base of a megabed originated from the landslide of the carbonate platform margin
inside the basin of deposition of the flysch. The presence of the benthic foraminifer
Glomalveolina primaeva points to a Paleocenic age for the boulder. This is the first report
of Karsella in the Periadriatic Carbonate Platforms and the first report of
Keramosphaerina in the Paleocene.
Key words: Foraminifera, Karsella, Keramosphaerina, Paleocene, Adriatic-Dinaric
Carbonate platform, Friuli.
Introduzione
Recentemente, nella zona dei Monti della Bernadia (Prealpi Giulie meridionali)
DALLA VECCHIA et al. (2004) hanno segnalato un banco conglomeratico di
spessore superiore a 20 metri che ingloba anche un grosso masso di calcare
fossilifero di età maastrichtiana. Il banco affiora lungo il sentiero che parte
dall’abitato di Borgo Vigant (Nimis, Udine) e si dirige verso NE scendendo lungo
1

il fianco destro della valle del Torrente Cornappo (Fig. 1). L’associazione
faunistica del blocco descritta dagli Autori citati ha un particolare valore sia dal
punto di vista paleontologico sia per la conoscenza delle facies del paleomargine
tardo-cretacico della Piattaforma Friulana. Con la presente nota, si intende
proseguire lo studio preliminare di questi clasti, estendendo l’analisi a una rara e
significativa microfacies di età paleocenica.
Le sezioni sottili esaminate sono custodite presso il Museo Paleontologico
Cittadino di Monfalcone (Gorizia).
Fig. 1 – Carta indice. L’asterisco marca
la zona dell’affioramento esaminato. La
mappa base schematizza la geologia dei
Monti della Bernadia. Legenda: 1)
Calcari del Cellina (Cretaceo inferiore);
2) Calcari del M. Cavallo (Cenomaniano);
3) flysch, torbiditi con megastrati
(Paleocene superiore-Eocene inferiore);
4) affioramenti campaniano-maastri-
chtiani nella Val Torre e nella Val
Cornappo. Da CIARABELLINI et al.
(1999), modificato.
Index map and geological sketch of the
Bernadia Mounts. The asterisk marks the
location of the fossiliferous boulders and clasts. Legend: 1) Calcari del Cellina
(Lower Cretaceous); 2) Calcari del M. Cavallo (Cenomanian); 3) flysch, turbidites
with megabeds (Upper Paleocene - Lower Eocene); 4) Campanian-Maastrichtian
outcrops of the T. Torre valley and of the T. Cornappo valley. After CIARABELLINI et
al. (1999), modified.
2

Inquadramento geologico
La zona di affioramento del banco si trova lungo il fianco destro della valle del
Torrente Cornappo che taglia la parte orientale dei Monti della Bernadia. Tale
gruppo montuoso, costituito da calcari di età compresa tra il Valanginiano ed il
Cenomaniano (Fig. 1), emerge per cause strutturali dal circostante flysch
paleocenico-eocenico inferiore. Il banco è costituito da clasti carbonatici
prevalentemente centimetrico-decimetrici, composti in prevalenza da calcari grigi e
biancastri, spesso con piccoli coralli. I clasti di calcari a rudiste non sono frequenti
e le rudiste sono generalmente di piccole dimensioni. La matrice marnosa verdastra
è molto scarsa; al tetto del conglomerato si passa a calcareniti grigie laminate.
Questo corpo carbonatico bianco-grigiastro spicca in una successione di arenarie
marrone sottilmente stratificate, con intercalazioni marnose che appartengono al
Flysch del Grivò. Questa unità è costituita da depositi torbiditici e di frana
sottomarina di età Paleocene superiore-Eocene inferiore (TUNIS & VENTURINI,
1989), di cui, sull’anticlinale della Bernadia, affiora solo il tratto eocenico. Il banco
costituisce la base di uno dei megastrati carbonatici che rappresentano il carattere
peculiare del Flysch del Grivò; i megabeds di questa unità sono il risultato di eventi
di risedimentazione all’interno del bacino di deposizione del flysch dovuti ad
enormi frane sottomarine (GNACCOLINI, 1968; TUNIS & VENTURINI, 1992). Tali
eventi si verificarono soprattutto durante l’Eocene inferiore a causa dell’instabilità
tettonica del vicino margine della parte settentrionale della piattaforma carbonatica
Adriatico-Dinarica (Piattaforma Friulana). Nei primi lavori sulla geologia delle
Prealpi Giulie questi banchi di brecce erano indicati con il nome di “conglomerato
pseudocretaceo” perchè parte dei clasti è formata da calcari cretacei di piattaforma,
con subordinati carbonati giurassici e paleocenico-eocenici, insieme a lembi di
flysch. Sono stati individuati una ventina di megabeds che si possono seguire lungo
tutte le Prealpi Giulie (FERUGLIO, 1925; TUNIS & VENTURINI, 1992).
Microfacies ed età dei clasti
Tra i clasti esaminati, sono da segnalare per la relativa frequenza:
- packstone-rudstone bioclastici costituiti da frammenti di rudiste, cui si associano i
foraminiferi Orbitoides e Siderolites. Questi foraminiferi attestano nell’insieme
un’età maastrichtiana, o tutt’al più tardo-campaniana;
- packstone-rudstone intraclastico-bioclastici con coralli, Dasycladaceae
(Cymopolia), piccoli bivalvi, Miliolidae, Miscellanea sp. e Coskinolina rajkae
(Paleocene superiore);
- packstone-rudstone bioclastici con coralli, alghe Melobesiae e Dasycladaceae,
molluschi, foraminiferi (Miliolidae e Discocyclina sp.) e briozoi (Paleocene
superiore-Eocene basale).
Queste facies indicano che la frana che ha dato origine al megastrato ha coinvolto
in buona parte i cunei bioclastici marginali di età maastrichtiano-paleocenica della
Piattaforma Friulana.
I clasti di età paleocenica, a piccoli coralli, risultano prevalenti. Alcune di queste
microfacies si presentano in sezione sottile come wackestone-packstone fossiliferi,
in cui spiccano numerosi orbitolinidi a struttura interna particolarmente complessa,
e che in qualche caso risultano individuabili ad occhio nudo su superfice lucida,
3

aggiungendo talora i 3 mm di lunghezza. In alcune sezioni si associano anche
grossi foraminiferi sferici a guscio porcellanaceo, riferibili al genere
Keramosphaerina, oltre a Glomalveolina gr. primaeva, Miscellanea, probabili
Laffitteina, Spirolina, Miliolidae (tra cui Idalina), coralli (Fig. 2), bivalvi e talora
piccoli foraminiferi planctonici. La presenza, in particolare, di Glomalveolina
primaeva (Figg. 3 e 4) fa attribuire questa facies al Thanetiano (Paleocene
superiore p.p.).
Fig. 2 – Packstone fossilifero a coralli, bivalvi, Miliolidae, Karsella e Keramosphaerina.
Clasto thanetiano di Vigant.
Fossiliferous packstone with corals, Karsella and Keramosphaerina. Thanetian of Vigant.
4

Fig. 3 – Glomalveolina gr. primaeva. Sezione approssimantivamente polare (lungo l’asse di
avvolgimento). Su un lato si nota una singola fila di aperture (apparentemente a “buco di
serratura”).
Glomalveolina gr. primaeva. Nearly axial section.
Fig. 4 – Glomalveolina gr. primaeva. Sezione obliqua, con setti secondari che suddividono
le camerette. La sezione, passante in prossimità del proloculus, mostra un iniziale
avvolgimento “a gomitolo”, tipico di questo genere e molto raramente osservabile in
Alveolina s.s.
Glomalveolina gr. primaeva. Oblique section.
5

Discussione sulle associazioni con Glomalveolina primaeva
Un primo elemento di particolare interesse è rappresentato dagli esemplari
riferibili a Keramosphaerina (Figg. 5 e 6), genere presente sporadicamente nel
Santoniano superiore delle piattaforme periadriatiche e della Grecia. Tale genere
era fino a pochi anni fa ritenuto monospecifico, in quanto era stata descritta
solamente Keramosphaerina tergestina (STACHE, 1889; 1912), ma CHERCHI &
SCHROEDER (1990) hanno istituito una nuova specie (Keramosphaerina sarda) nel
Coniaciano della Sardegna. Ritenuto da alcuni autori un idrozoo (le affinità con
Parkeria sono notevoli), questo genere mostra un avvolgimento “a gomitolo” delle
camere iniziali, tipico di molti foraminiferi (DEVOTO, 1964), oltre ad avere un
guscio porcellanaceo. Un’evidente caratteristica di Keramosphaerina, che la
distingue da Keramosphaera, è la “struttura radiale” (cf. Fig. 5), visibile nelle
sezioni passanti per il centro (DEVOTO, 1964), mentre le sezioni variamente
orientate mostrano solo la tipica struttura regolarmente concentrica (cf. Fig. 6). Le
specie del genere Keramosphaera, inoltre, sono sensibilmente più piccole e con
disposizione disordinata delle camere (PAVLOVEC, 1971). Nella figura 7 viene
illustrato per confronto un esemplare di Keramosphaerina tergestina proveniente
dalla località tipo di Prosecco (Carso triestino), di dimensioni maggiori rispetto agli
esemplari di Vigant, ma con analoga struttura interna; in questa sede, le forme
rinvenute a Vigant vengono conservativamente denominate Keramosphaerina sp.,
lasciando aperta l’attribuzione specifica.
Un altro rilevante elemento di interesse biostratigrafico-biogeografico è
rappresentato da orbitolinidi a struttura interna particolarmente complessa,
soprattutto se confrontata con i coevi orbitolinidi paleogenici dell’area
periadriatica. Si tratta di un foraminifero agglutinante di forma conica allungata,
con un avvolgimento iniziale presumibilmente trocospirale, e successivamente
uniseriale, con camere discoidali leggermente convesse. L’esoscheletro mostra
numerose partizioni, con una struttura sub-epidermica “ a cassettoni” (Fig. 8).
L’apparato embrionale è poco evidente negli esemplari rinvenuti, anche nei casi
di forme “giovanili” (Fig. 9). Nella zona centrale sono riconoscibili dei pilastri e
delle aperture a disposizione relativamente regolare (Fig. 10). Le sezioni
orizzontali consentono di osservare più generazioni di setti secondari nella fascia
marginale (Fig. 10); talora si notano brevi tratti di setti secondari verticali che,
apparentemente, si estendono dalla zona marginale verso il centro (Figg. 11 e 12),
congiungendosi ad alcuni pilastri. Gli esemplari di maggiori dimensioni sfiorano i
3 mm di lunghezza. Tali caratteristiche tassonomiche sono rilevabili in Karsella
hottingeri, istituita come genere e specie da SIREL (1997) in clasti esotici di età
thanetiana della Turchia orientale, e in Dictyoconus turriculus, descritto da
HOTTINGER & DROBNE (1980) in calcari thanetiani dell’Iran.
Karsella (Famiglia Orbitolinidae, Sottofamiglia Dictyoconinae) presenta molti
caratteri in comune con il genere senoniano Calveziconus, ma ne differisce, oltre
che per l’ampio apparato embrionale, per la struttura interna più complessa, con
varie generazioni di partizioni orizzontali e verticali nella zona subepidermica, che
danno luogo ad un fitto assetto alveolare. Karsella hottingeri è distinguibile dal
coevo Dictyoconus turriculus per le maggiori dimensioni del guscio e dell’apparato
embionale, e per la più complessa struttura subepidermica. Va sottolineato che gli
6

Fig. 5 – Keramosphaerina sp. Dal clasto thanetiano di Vigant. Sezione
approssimativamente passante per la zona centrale dell’esemplare; si notano sia
l’avvolgimento concentrico sia l’accenno di struttura radiale.
Keramosphaerina sp. Thanethian of Vigant.
Fig. 6 – Packstone fossilifero a Keramosphaerina sp. (sezione non centrata) e coralli. A
sinistra si osserva un taglio obliquo di Karsella; in alto un esemplare di Glomalveolina. Dal
clasto thanetiano di Vigant.
Fossiliferous packstone with Keramosphaerina sp. and corals. Thanethian of Vigant.
7

Fig. 7 – Keramosphaerina tergestina. Santoniano di Prosecco (Trieste).
Keramosphaerina tergestina. Santonian of Prosecco (Trieste).
esemplari osservati nel clasto thanetiano di Vigant sembrano riferibili in alcuni casi
alla prima forma, in altri alla seconda. Ciò può essere messo in relazione
all’orientamento delle sezioni, allo sviluppo del singolo esemplare, alla coesistenza
di forme micro e macrosferiche, o infine, alla presenza di entrambe le specie. Senza
entrare nell’ambito di una complessa (e per certi versi soggettiva) discussione sulla
distinzione generica e specifica delle due forme, gli orbitolinidi di Vigant vengono
riferiti in prima istanza a Karsella sp., per sottolinearne le peculiarità rispetto alle
forme coniche a struttura interna complessa di età paleogenica delle piattaforme
periadriatiche. Queste forme derivano presumibilmente da Fallotella kochanskae
persica (HOTTINGER & DROBNE, 1980), sottospecie iraniana del Paleocene
“medio”, caratterizzata da un debole setto secondario orizzontale subepidermico,
ma senza le tre generazioni di setti secondari verticali tipiche di Dictyoconus (cf.
Fig. 10).
I frequenti coralli dendroidi (ramosi) con calici di pochi millimetri di diametro
(Figg. 2 e 6) e rappresentati in particolare dal genere Dendrophyllia, costituiscono
una biofacies tipica del Paleocene, in una vastissima area che va dalla Groenlandia
al Volga e dall’Alabama all’Egitto (si veda, per esempio, TURNŠEK & DROBNE,
1998). Dal punto di vista paleoecologico, alcune forme di queste associazioni sono
considerate “non reefal azooxantellate corals”, che hanno colonizzato vari
ambienti dopo la crisi del passaggio K-T.
8

Fig. 8 – Karsella sp. Sezione subassiale. Ai bordi si notano setti secondari verticali ed
orizzontali che danno luogo alla struttura subepidermica. Dal clasto thanetiano di Vigant.
Karsella sp. Vertical section, showing structural elements of exoskeleton
(rafters).Thanetian of Vigant.
Fig. 9 – Karsella sp. Forma “giovanile”. Dal clasto thanetiano di Vigant.
Karsella sp. Juvenile specimen. Thanetian of Vigant.
9

Fig. 10 – Karsella sp.. Sezione orizzontale, che mostra più generazioni di setti verticali
nella fascia marginale, pilastri (circoletti neri) e aperture principali (foramina) nella zona
centrale (circoletti bianchi). Dal clasto thanetiano di Vigant.
Karsella sp. Thanetian of Vigant. Horizontal section, showing three (or more) generations
of vertical partitions in the marginal zone, and foramina and pillars in the central area of
the specimen.
Fig. 11 – Due esemplari di Karsella sp. Sezioni suborizzontali. Nella zona centrale
dell’esemplare a destra, piccoli setti secondari verticali raccordano alcuni pilastri. Dal
clasto thanetiano di Vigant.
Two specimens of Karsella sp. Thanetian of Vigant. Nearly horizontal sections.
10

Fig. 12 – Packstone fossilifero con tre esemplari di Karsella sp. L’esemplare a destra
mostra i setti secondari verticali e i foramina che attraversano, con disposizione regolare,
un setto principale. Dal clasto thanetiano di Vigant.
Fossiliferous packstone with three specimens of Karsella sp. Thanetian of Vigant.
Considerazioni biogeografiche
Le segnalazioni, a noi note, di forme confrontabili con gli orbitolinidi di Vigant
sono molto rare e limitate all’area anatolica e iraniana, e concernono l’istituzione di
specie e generi nuovi. Per quanto riguarda l’area iraniana, HOTTINGER & DROBNE
(1980) illustrano, assieme a Dictyoconus turriculus, anche un esemplare di
“Keramosphaerid” non meglio determinato, di dimensioni modeste (meno di 2
mm) e con struttura interna molto irregolare, maggiormente affine a
Keramosphaera piuttosto che a Keramosphaerina. Anche nella Turchia centrale
sono segnalati “keramospherid specimens” in calcari thanetiani ed in associazione
con Miscellanea (SIREL, 1996). Le associazioni faunistiche descritte dagli Autori
suindicati in Turchia ed in Iran, comprendenti Karsella, D. turriculus e
“keramosphaerids” denotano caratteri ambientali “aperti”, di margine di
piattaforma, con microfacies grossomodo corrispondenti a quelle di Vigant. La
presenza di forme omologhe in luoghi così distanti, a dispetto della loro presunta
rarità stratigrafico-paleogeografica, e la significativa frequenza di questi
orbitolinidi nel clasto di Vigant, evidenziano la notevole e apparentemente rapida
diffusione di tali forme, rappresentando per certi versi quello che solitamente in
stratigrafia è chiamato “bioevento”. Questi eventi, definiti sulla base del boom
stratigrafico-geografico di alcune forme o associazioni in particolari contesti di
facies, costituiscono spesso dei markers biostratigrafici di valore e di accuratezza
in molti casi superiori alla distribuzione stratigrafica totale delle singole forme.
Spesso la distribuzione stratigrafica di alcuni taxa non è ben nota o precisata,
11

fondata talora su presenze sporadiche e su esemplari non ben caratterizzati dal
punto di vista tassonomico: la riconoscibilità dei cosiddetti bioeventi è quindi una
base fondamentale delle correlazioni stratigrafiche. Tali eventi sono
verosimilmente controllati da fattori ecologico-oceanografici, e sono in gran parte
legati a precisi contesti deposizionali. Ne consegue che un bioevento, anche se
diffuso a scala ultra-regionale, può essere assente a scala locale, in contesti
ambientalmente incompatibili o, nel caso delle piattaforme, per mancanza di spazio
deposizionale (ad esempio, per emersione) o per successiva erosione.
L’assenza, per il momento, di ulteriori riscontri di facies a Karsella e
Keramosphaerina in altre località del Friuli Venezia Giulia e dell’Istria è
verosimilmente dovuto al fatto che il corrispondente intervallo cronostratigrafico
manca per lacuna o è caratterizzato da facies più “protette” di piattaforma, spesso
con caratteri ambientali “ristretti” di tipo “liburnico”. Nelle Prealpi friulane i
calcari paleocenici di piattaforma in situ sono assenti: per esempio i termini più alti
della serie cretacica dell’ “ellissoide” dei Monti della Bernadia raggiungono il
Cenomaniano superiore (COUSIN, 1981; TUNIS & VENTURINI, 1989; CIARABELLINI
et al., 1999). Infatti, al passaggio Campaniano-Maastrichtiano il margine della
piattaforma carbonatica fu interessato da una intensa attività tettonica, con parziale
smantellamento e conseguenti frane sottomarine di calcari provenienti dalla
piattaforma e dalla formazione di paleocanyons (SARTORIO et al., 1997;
VENTURINI & TUNIS, 1998). Gli inclusi nel megastrato eocenico nella zona di
Vigant rappresentano il paleomargine di piattaforma carbonatica attualmente non
preservato o non affiorante. Tale paleomargine doveva essere ubicato alcuni
chilometri a meridione, sotto l’attuale pianura, visto che i Monti della Bernadia
erano, al tempo, localizzati in zona di scarpata, presumibilmente non deposizionale
o erosiva.
Conclusioni
In un blocco calcareo di età thanetiana, risedimentato nella successione a torbiditi
e megastrati di età infra-eocenica dei Monti della Bernadia, sono stati rinvenuti
frequenti orbitolinidi a struttura complessa e grossi foraminiferi porcellanacei
sferici, in associazione con Glomalveolina primaeva, Miscellanea e Laffitteina.
Tali forme vengono attribuite, in via preliminare, rispettivamente a Karsella sp. e a
Keramosphaerina sp.. Pur lasciando aperte le problematiche tassonomicosistematiche
riguardanti tali forme, si tratta del primo rinvenimento di questa
biofacies nell’area delle piattaforme periadriatiche. Associazioni affini erano state
precedentemente segnalate nel Thanetiano della Turchia e dell’Iran. La frequenza
di grossi orbitolinidi e foraminiferi porcellanacei a struttura interna particolarmente
complessa è stata messa in relazione (BRASIER, 1995; HALLOCK, 1988, cum biblio)
con ambienti a limitate risorse trofiche, in cui i bassi tassi riproduttivi ed il più
lungo ed articolato ciclo vitale dei singoli individui rappresenterebbero una risposta
al contesto oligotrofico. In ogni caso, questo episodio presenta una biofacies per
molti versi analoga ad alcuni eventi senoniani (gli orizzonti a Keramosphaerina
tergestina e a Calveziconus lecalvezae); la ricomparsa di generi omeomorfi, dopo
quasi 30 milioni di anni e dopo le estinzioni del passaggio K-T, costituisce un
intrigante tema filogenetico, ma sicuramente testimonia un’analoga risposta delle
12

associazioni a foraminiferi alla riproposizione di un analogo contesto ambientale.
Ciò apparentemente ridurrebbe il significato biostratigrafico di alcuni generi, quali
Keramosphaerina s.l. (l’aspetto a prima vista delle sezioni sottili di Vigant è
decisamente disorientante), ma sottolinea l’importanza stratigrafica della
tracciatura di specifici bioeventi, che rappresentano un potente strumento di lettura
stratigrafico-ambientale delle piattaforme carbonatiche. Per quanto riguarda
Karsella-D. turriculus, piuttosto che una ri-diffusione di forme cretaciche
sopravvissute in nicchie ecologiche, è ovviamente più probabile una derivazione
dal gruppo delle Fallotella, che durante il Thanethiano mostra uno sviluppo
esplosivo a scala tetidea.
In sintesi, i clasti di Vigant, franati dalla Piattaforma Friulana posta a meridione,
documentano un importante bioevento, registrato nelle facies del margine
settentrionale della piattaforma stessa ed attualmente non più rinvenibile in situ. In
quest’ottica, sono auspicabili ulteriori studi delle associazioni fossili dei clasti dei
megastrati dei flysch prealpini, che presentano varie associazioni di notevole
interesse paleontologico, biostratigrafico, paleogeografico e paleoambientale.
Addendum
Mentre questo volume era in stampa, è stato pubblicato il seguente lavoro:
CHERCHI A. & SCHROEDER R. (2005) - Revision of Keramosphaerinopsis haydeni
(H. Douvillè), larger foraminifer (Mliolacea) from the Paleocene of southern Tibet
(Tethys Himalaya). Boll. Soc. Pal. It., v. 44(2), pp. 175-183, Modena.
Gli esemplari di Borgo Vigant descritti nel nostro articolo mostrano evidenti
affinità con Keramosphaerinopsis haydeni che ha pure una simile datazione.
Bibliografia
BRASIER M.D. (1995) – Fossil indicators of nutrient levels. 2: Evolution and extinction in
relation to oligotrophy. In: BOSENCE D.W. & ALLISON P.A. (a cura di-), Marine
Palaeoenvironmental Analysis from Fossils. G.S.S.P., n. 83, pp. 133-150, Londra.
CHERCHI A. & SCHROEDER R. (1990) – Keramosphaerina sarda n. sp. Larger foraminifer
(Miliolacea) from the Coniacian of Sardinia. Compt. Rend. Acad. Sci., S. II., Mec. Phys.
Chim. Sc. de l’Univ. Sc. de la Terre, v. 310, n. 11, pp. 1567-1572, Parigi.
CIARABELLINI M., MANIÀ G., SOBAN S., TENTOR M., TUNIS G., VENTURINI S., ZOFF A.
(1999) - Studio geologico-stratigrafico del complesso Viganti-Pre Oreak (Friuli orientale).
Atti VIII Conv. Reg. Spel. Friuli-Venezia Giulia, pp. 67-94, Trieste.
COUSIN M. (1981) - Les rapports Alpes-Dinarides dans les confins de l’Italie et de la
Yougoslavie. Soc. Geol. Nord, n. 5, vol. 1 e 2, 1042 pp., Villeneuve d’Ascq.
DALLA VECCHIA F.M., TENTOR M., TARLAO A., VENTURINI S., MARSIGLIO G. (2004) - Il
grande incluso maastrichtiano a rudiste nel flysch eocenico presso Vigant (Nimis, Udine).
Natura Nascosta, n. 29, pp. 1-36, Monfalcone.
DEVOTO G. (1964) - Il passaggio Cretaceo-Paleocene nei Monti Lepini ed il problema
relativo a Keramosphaera tergestina (Foraminiferi). Geol. Romana, v. 3, pp. 49-64, Roma.
FERUGLIO E. (1925) - Le Prealpi tra l’Isonzo e l’Arzino. Boll. Ass. Agr. Friul., serie 7, vol.
39-40, pp. 301,Udine.
Gnaccolini M. (1968) - Sull’origine del “conglomerato pseudo-cretaceo” di Vernasso
(Cividale del Friuli). Riv. Ital. Paleont. Strat., v. 74, pp. 1233-1254, Milano.
13

HALLOCK P. (1988) – Diversification in algal symbiont-bearing foraminifera: a response to
oligotrophy? Rev. Paleobiology, vol. spec. n. 2, Benthos ’86, pp. 789-792, Ginevra.
HOTTINGER L. & DROBNE K. (1980) – Early Tertiary conical imperforate Foraminifera.
Razprave SAZU, v. 22, n. 3, pp. 187-276, Lubiana.
PAVLOVEC R. (1971) – The systematic position of species Keramosphaerina tergestina
Stache. Geologija, v. 14, pp. 53-61, Lubiana.
SARTORIO D., TUNIS G. & VENTURINI S. (1997) – Evolution of the northeastern margin of
the Friuli Platform: the Judrio Valley section. Mem. Sc. Geol. Padova, v. 49, pp. 163-193,
Padova.
SIREL E. (1996) – Occurrence of the genus Sistanites Rahaghi, 1983, (Foraminiferida) in
two localities of Turkey. In: DROBNE K., GORIAN S., KOTNIK B. (a cura di-), The role of
impact processes in the geological and biological evolution of the Planet Hearth.
International workshop Postojna ’96, Abstracts, pp. 79-81, Lubiana.
SIREL E. (1997) - Karsella, a new complex Orbitolinid (Foraminiferida) from the Thanetian
limestone of the Van region (East Turkey). Micropaleontology, v. 43, n. 2, pp. 206-210,
New York.
STACHE G. (1889) - Die Liburnische Stufe und deren Grenz-Horizonte. Abh. K.K. Geol.
Reich., v. 13, pp. 1-170, Vienna.
STACHE G. (1912) - Über Rhipydionina St. und Rhapydionina St., zwei neu benannte
Milioliden typen der unteren Grenzstufe der Kustenländischen Paläogens und die
Keramosphärinen der oberen Kastkreide. Jahrb. K. K. Geol. Reich., v. 62, n. 4, pp. 659-
684, Vienna.
TUNIS G. & VENTURINI S. (1989) – New data and interpretation on the geology of the
Southern Julian Prealps (Eastern Friuli). In: Evolution of the karstic carbonate platform:
relation with other periadriatic carbonate platforms. Mem. Soc Geol. It, v. 40, pp. 219-
229, Roma.
TUNIS G. & VENTURINI S. (1992) - Evolution of the southern margin of the Julian Basin
with emphasis on the megabeds and turbidite sequence of the southern Julian Prealps (NE
Italy). Geologia Croatica, v. 45, pp. 127-150, Zagabria.
TURNŠEK D. & DROBNE K. (1998) – Paleocene corals from the northern Adriatic Platform.
In: HOTTINGER L. & DROBNE K., (a cura di-), Paleocene Shallow Benthos of the Tethys,
SAZU 4, v. 34/2, pp. 129-154, Lubiana.
VENTURINI S. & TUNIS G. (1998) – Il canyon Campaniano-Maastrichtiano della Val Torre
(Prealpi Giulie). Atti Tic. Sc. Terra (serie speciale), n. 7, pp. 7-16, Pavia.
14

Natura Nascosta Numero 31 Anno 2005 pp.15-22 Figure 3
L’EVENTO A KERAMOSPHAERINA TERGESTINA:
CONSIDERAZIONI BIO-CRONOSTRATIGRAFICHE
THE KERAMOSPHAERINA TERGESTINA EVENT: BIO-CHRONOSTRATIGRAPHIC ASPECTS.
Sandro Venturini
Abstract – Keramosphaerina tergestina is a Cretaceous macroforaminifer occurring with
high abundance in a well-defined horizon of the Periadriatic carbonate platforms. Its biocronostratigraphical
significance is here discussed, also on the base of Strontium isotope
measurements and the occurrence of this foraminifer below a level in the Tomaj limestone
of the Slovenian Karst, with ammonites tentatively referred to the group “milleribidorsatum”
of the genus Placenticeras. The Keramosphaerina tergestina horizon represents
the uppermost Santonian in the stratigraphic framework of Karst.
Introduzione
In questo volume viene segnalata nella zona dei Monti della Bernadia (Prealpi
Giulie; provincia di Udine) la presenza di un foraminifero riferibile al genere
Keramosphaerina, in associazione con foraminiferi di età paleocenica (TENTOR &
VENTURINI, 2005). In precedenza erano note due specie di età senoniana, relative a
questo genere: Keramosphaerina tergestina (STACHE, 1889) nelle piattaforme
periadriatiche (Friuli Venezia Giulia, Slovenia, Dalmazia, Grecia, Lazio,
Campania, Abruzzo, Puglia), e Keramosphaerina sarda (CHERCHI & SCHROEDER,
1990) nel Coniaciano della Sardegna. In prima istanza questo dato potrebbe ridurre
la rilevanza biostratigrafica del genere, anche se va sottolineato che la forma
paleocenica, apprezzabilmente più minuta della tipica Keramosphaerina tergestina,
verosimilmente non ha legami filogenetici con quest’ultima specie, ma mostra solo
forti analogie morfologiche e strutturali.
Il bioevento a Keramosphaerina tergestina
Nella normale prassi biostratigrafica, il parziale o totale omeomorfismo e,
spesso, le incongruenze o le scarse informazioni sulla distribuzione totale di un
genere o di una specie possono creare seri problemi di aggancio alla
cronostratigrafia. In particolare, nei contesti di piattaforma carbonatica, l’effettiva
distribuzione “verticale”di molti foraminiferi è ben lungi dall’essere definita,
soprattutto per quanto riguarda le correlazioni con le serie bacinali. Infatti, per
quanto concerne il Cretaceo i piani e le relative età sono stati definiti in successioni
biozonabili mediante ammoniti; a queste zone si aggancia, tra l’altro, la
biozonatura a foraminiferi planctonici. Senza un riscontro diretto di faune e flore
planctoniche in piattaforma carbonatica, la relativa cronostratigrafia risulta per gran
parte convenzionale, anche se attualmente alcuni ricercatori stanno percorrendo
strade alternative, quali ad esempio le correlazioni e datazioni isotopiche.
15

In contesti di piattaforma carbonatica risultano di particolare utilità i cosiddetti
“bioeventi”, rappresentati dal consistente sviluppo, limitato nel tempo ma molto
esteso spazialmente, di caratteristiche forme od associazioni, ben distinguibili dalle
faune e flore dei depositi sottostanti e sovrastanti. Questa netta distinzione è spesso
associata a rapide variazioni ambientali e di facies, solitamente determinate da fasi
trasgressive. Un valido esempio è costituito dal banco a Palorbitolina lenticularis,
che marca la base dell’Aptiano in vaste aree di piattaforma, sia marginali che
interne, il cui aspetto massivo si staglia nettamente dalla restante stratificazione
ritmica barremiano-aptiana. Questo orizzonte rappresenta quindi un marker
riconoscibile in vaste aree, occupando tutti gli spazi messi a disposizione
dall’accomodamento della piattaforma e, verosimilmente, anche da un relativo
innalzamento del livello mare.
In quest’ottica, anche il livello a Keramosphaerina tergestina è da considerarsi
un bioevento, in quanto caratterizzato dalla comparsa quasi esplosiva di un
macroforaminifero, ben individuabile anche in campagna, associata all’avvento di
facies bioclastiche, che testimoniano una significativa variazione ambientale e sono
comprese tra facies prevalentemente fango-sostenute.
Bioevento o bioeventi a Keramosphaerina?
In letteratura la distribuzione cronostratigrafica di Keramosphaerina tergestina
viene riferita talora ad un generico Senoniano (per esempio, CILIBERTO et al., 1982),
oppure al Santoniano-Campaniano (per esempio, CAFFAU et al., 2000); solo alcuni
autori limitano questa forma alla parte alta del Santoniano, principalmente sulla
base della posizione stratigrafica relativa (per esempio, SARTORIO & VENTURINI,
1988).
Un primo importante elemento di discussione è legato all’effettivo spessore del
livello o dei livelli a Keramosphaerina tergestina. In zone interne della Piattaforma
Friulana (Carso goriziano e Carso di Duino) e nella fascia marginale (Val Judrio e
Cosbana, presso il confine italo-sloveno) le ricerche effettuate negli ultimi anni
hanno messo in evidenza un solo orizzonte di spessore da pochi decimetri ad alcuni
metri (TENTOR et al., 1994; SARTORIO et al., 1997). Nelle piattaforme periadriatiche,
l’orizzonte ha uno spessore generalmente limitato a pochi metri; tra i vari esempi si
possono citare le successioni dei M. Aurunci e dei M. Lepini (Lazio meridionale;
CHIOCCHINI et al., 1994; MOLINARI PAGANELLI et al., 1987) e alcune successioni della
Piattaforma Apula, tra cui la serie di Noci (Murge; REINA, 1993). Per contro,
nell’area-tipo del Carso triestino (Sistiana, Aurisina e Prosecco), dalla letteratura si
può desumere una consistente potenza dell’intervallo a Keramosphaerina, in alcuni
casi apparentemente superiore a 200 metri (si veda, per esempio, la fig. 3 di PIRINI
RADRIZZANI et al., 1987); questo intervallo viene riferito al Santoniano-Campaniano
(CUCCHI et al., 1987). Si può comunque ipotizzare la presenza di ripetizioni
tettoniche, quanto meno nell’area compresa tra Aurisina e le cave di Slivia, ubicate
in una fascia relativamente interna del Carso. Infatti, nelle brecce di Slivia è stata
segnalata Keramosphaerina tergestina nei clasti ed in matrice (CUCCHI et al., 1987;
CAFFAU et al., 2000). Sulla base di una rapida osservazione personale, la
successione di Slivia ricorda la parte superiore della serie del Villaggio del
Pescatore (presso Duino), con brecce coperte da bioclastiti a Keramosphaerina (si
16

veda TARLAO et al., 1993), ma non si può escludere del tutto che si tratti di brecce
“liburniche”, con Keramosphaerina rimaneggiate.
L’andamento del livello a Keramosphaerina nell’area del Carso è
schematizzato in figura 1; tale orizzonte è stratigraficamente posto nella parte
superiore dei Calcari di Aurisina. Questo toponimo, oltre a rappresentare la località
tipo di Keramosphaerina tergestina (STACHE, 1889), costituisce anche la zona
classica di affioramento e studio dell’omonima unità litostratigrafica (cf. STACHE,
1920; D’AMBROSI, 1960, FORTI & TOMMASINI, 1967, BIGNOT, 1973; COUSIN, 1981;
TENTOR et al., 1994; VENTURINI & TUNIS, 2002), anche in considerazione della
disponibilità di esposizioni dovute all’intensa attività estrattiva dei cosiddetti
“calcari a rudiste”. Il limite inferiore di tale unità coincide con l’evento trasgressivo
del passaggio Cenomaniano-Turoniano, che ha determinato il momentaneo
annegamento della piattaforma carbonatica nell’area dell’attuale Carso. Il
passaggio alle sovrastanti facies “liburniche” è legato ad un importante evento
regressivo che ha originato un’ampia lacuna, che comprende buona parte del
Campaniano ed è spesso marcata da un livello di breccia.
Età del bioevento a Keramosphaerina tergestina
Un dato interessante sull’età del livello a Keramosphaerina tergestina è
emerso dallo studio della successione tardo-cretacica del Carso sloveno, una
dozzina di chilometri a nord-est di Prosecco (Trieste). Presso Dobravlje (Fig. 1), al
di sopra dell’orizzonte a Keramosphaerina (Fig. 2) affiorano calcari selciferi
(Tomaj limestone) con ammoniti, resti di pesci e di piante (JURKOVŠEK et al., 1996).
Le ammoniti sono state tentativamente riferite al gruppo “milleri-bidorsatum” del
genere Placenticeras (SUMMESBERGER et al., 1996). Le forme di questo gruppo
sarebbero indicative del Campaniano inferiore (SUMMESBERGER et al., 1996, p. 6).
Ammoniti sono state segnalate anche in un olistolite di età senoniana
all’interno del “megastrato di Vernasso”, presso Vernasso (Udine), nelle Prealpi
Giulie sud-orientali (si veda, ad esempio, TOMMASI, 1891; alcune ammoniti di
Vernasso sono depositate al Museo di Storia Naturale di Udine, al Museo
Paleontologico Cittadino di Monfalcone e presso l’Associazione Naturalistica
Friulana di Tarcento, Dalla Vecchia, com. pers.). Tali ammoniti, attribuite al genere
Buchiceras (TOMMASI, 1891), in realtà sono analoghe a quelle raffigurate da
SUMMESBERGER et al. (1996). Sia a Dobravlje che a Vernasso sono presenti, oltre ai
cefalopodi suindicati, anche resti di vegetali terrestri e di pesci (DALLA VECCHIA,
2003, cum biblio), ma sussitono comunque differenze tra le associazioni
faunistiche: a Vernasso i resti di pesci sono decisamente rari, mentre risultano
relativamente frequenti i gasteropodi (tra cui Aporrhaidae) ed i bivalvi (tra cui
Pholadomya ed Inoceramus). Va ricordato inoltre che, mentre a Vernasso
l’olistolite ha un aspetto massivo, il Tomaj limestone è spesso sottilmente
stratificato. Analisi del nannoplancton dell’olistolite di Vernasso suggerisce un’età
senoniana inferiore, sulla base della presenza di Micula spp. e dell’assenza di
forme tipiche del Campaniano (GOMEZ et al., 2002; DALLA VECCHIA, 2003).
Precedentemente alla colossale frana infra-eocenica che ha dato origine al
“megastrato di Vernasso”, le facies dell’olistolite si sono deposte in prossimità del
margine nord-orientale della Piattaforma Friulana, in posizione paleogeografia
17

Fig. 1 – Schema geologico semplificato del Carso e zone limitrofe (da COUSIN, 1981,
modificato ed integrato). Mattonato: calcari del Cretaceo, Paleocene ed Eocene inferiore.
Puntinato fine: depositi terrigeni eocenici. Le linee tratteggiate mostrano l’andamento del
livello a Keramosphaerina tergestina (tracciato sulla base soprattutto di BIGNOT, 1973). E’
indicata la località-tipo di K. tergestina, presso Aurisina (STACHE, 1889). Dallo schemino,
nonostante l’ampia scala, risulta evidente che l’orizzonte a K. tergestina è un valido
strumento per la comprensione dell’assetto strutturale del Carso.
Fig. 2 – Schizzo della successione di Dobravlje (Carso sloveno). Da SUMMESBERGER et al.
(1996), ampiamente modificato.
18

analoga a quella dei calcari di Dobravlie. La posizione paleogeografica e le sia pur
parziali affinità faunistico-floristiche dei calcari dei due siti potrebbero far pensare
ad una genesi legata ad un medesimo evento, verificatosi in prossimità del limite
Santoniano-Campaniano, al culmine del ciclo trasgressivo iniziato con la
deposizione delle facies a Keramosphaerina. Una verifica delle associazioni a
nannoplancton dell’orizzonte con ammoniti di Dobravlje potrà eventualmente
confermare o smentire questa ipotesi, o quantomeno potrà contribuire alla
calibrazione biostratigrafica della successione del Carso. Altre rare ammoniti sono
state segnalate nei cosiddetti “scisti di Comeno” del Carso sloveno (CALLIGARIS,
1994). Gli “scisti di Comeno”, di età cenomaniana nella località omonima,
sembrano quindi rappresentare un’ulteriore opportunità per una calibrazione ad
ammoniti della successione del Carso, ma a questa facies sono stati talora attribuiti
nel passato depositi di varia età, e non è del tutto da escludere che alcune delle
ammoniti segnalate (e forse anche qualche vertebrato) provengano dall’orizzonte
senoniano di Tomaj-Dobravlje.
In questo quadro, la serie di Dobravlje può rappresentare un significativo
aggancio cronostratigrafico tra le serie di piattaforma e le successioni bacinali; in
questa successione il livello ad ammoniti è infatti posizionato alcune decine di
metri sopra l’orizzonte a Keramosphaerina (e a Murgella lata; cf.. JURKOVŠEK et
al., 1996) e una cinquantina di metri sotto l’orizzonte a Calveziconus lecalvezae; si
tratta quindi di una serie di riferimento particolarmente importante e completa per
il Santoniano-Campaniano del Carso, e non solo. Infatti, la presenza di Murgella
lata è un ulteriore significativo dato cronobiostratigrafico, in quanto tale forma è
normalmente ritenuta di età santoniana o tardo-santoniana (si veda, ad esempio,
CAVIN et al., 2000, che trattano proprio i calcari a pesci del Carso sloveno). Inoltre,
Calveziconus lecalvezae è attribuito al Campaniano inferiore (CESTARI & SARTORIO,
1995, cum biblio); la successione della località-tipo di Calveziconuus lecalvezae
(CAUS & CORNELLA, 1981), situata nei Pirenei meridionali, consente controlli
biostratigrafici mediante faune e flore planctoniche e correlazioni tra piattaforma e
bacino ben più validi di quelli praticabili nell’area del margine settentrionale della
Piattaforma Friulana.
In Carso risultano assenti le associazioni caratterizzate dal foraminifero
Raadshoovenia salentina, oltre che da rudiste quali Joufia reticulata. Nella penisola
salentina (Puglia) al di sopra dei livelli a Raadshoovenia e Joufia riferiti da CESTARI
& SARTORIO (1995) al Campaniano “medio”-superiore, è stato individuato un
orizzonte ad ammoniti (con Nostoceras e Solenoceras), di età Campaniano
superiore (GIUDICI & PALLINI, 1993). Ciò conferma la posizione stratigrafica di
Raadshoovenia salentina e l’ipotesi di una lacuna molto ampia nei depositi
senoniani del Carso sloveno, comprendente, oltre a parte del Maastrichtiano, il
Campaniano superiore e verosimilmente buona parte del Campaniano “medio”. Nel
Carso italiano, la lacuna è ancora più ampia, in quanto è assente anche il bioorizzonte
a Calveziconus lecalvezae.
Infine, di particolare importanza risulta la calibrazione ad isotopi stabili dello
stronzio di alcuni bioeventi senoniani (CESTARI, 2002; Fig. 3): l’elevata pendenza
della curva isotopica nel tratto relativo al Santoniano-Campaniano ha consentito di
riferire al Santoniano superiore il bio-orizzonte a Keramosphaerina tergestina
19

Fig. 3 – Grafico della curva sperimentale dei rapporti isotopici 87Sr/86Sr vs. milioni di
anni, con indicazione dei valori ricavati da due analisi su un campione dell’orizzonte a
Keramosphaerina tergestina del Villaggio del Pescatore (Duino; Trieste). Da CESTARI
(2002), ridisegnato e semplificato.
(analisi su un campione del Villaggio del Pescatore; Trieste), mentre l’evento a
Calveziconus lecalvezae è stato attribuito al Campaniano inferiore, sia pur nei
limiti consentiti dalla precisione delle misure e della taratura della curva di
riferimento.
I dati stratigrafici discussi, pur nell’ambito delle incertezze evidenziate,
sembrano ad ogni modo limitare la distribuzione del bioevento a Keramosphaerina
al Santoniano superiore, quanto meno nell’area-tipo del Carso, oltre ad escludere
sicuramente gran parte del Campaniano. In quest’ottica, va sottolineato che la
durata del Santoniano è di circa 2.5 milioni di anni, mentre il Campaniano si
estende per circa 12 milioni di anni; conseguentemente, la deposizione dei Calcari
di Aurisina risulta sensibilmente limitata nel tempo e denota elevatissimi tassi di
sedimentazione.
Conclusioni
La distribuzione stratigrafico-geografica di Keramosphaerina tergestina può,
per molti aspetti, rappresentare quello che in stratigrafia viene definito un
bioevento. Questo bioevento, costituito dall’unica facies a macroforaminiferi della
successione tardo-cretacica della Piattaforma Adriatico-Dinarica settentrionale, è
databile, nell’area tipo del Carso, mediante calibrazioni ad ammoniti ed isotopi
stabili dello stronzio, nei limiti dell’approssimazione consentita dalla
determinazione delle ammoniti di Dobravlje e dalle misure isotopiche. Questo
evento è verosimilmente controllato da fattori ecologico-oceanografici, associati
all’inizio di una fase trasgressiva, verificatasi nel Santoniano superiore, che ha
determinato l’avvento di facies di rampa s.l. anche in zone molto interne di
20

piattaforma. Un’analoga fase trasgressiva aveva dato luogo, al passaggio
Cenomaniano-Turoniano, all’annegamento di gran parte della porzione della
piattaforma corrispondente all’attuale Carso, alla deposizione di facies ad
organismi planctonici e alla contemporanea estinzione di numerosi gruppi di
foraminiferi cenomaniani. L’evento infra-turoniano, probabilmente correlabile con
l’evento Bonarelli in bacino, rappresenta un ulteriore importante strumento per la
tracciatura delle linee tempo nelle piattaforme del Cretaceo superiore. Le
correlazioni tra piattaforme carbonatiche e bacini, e le conseguenti calibrazioni
cronostratigrafiche, rappresentano sicuramente un tema di alta rilevanza scientifica,
ma anche considerevoli sforzi e notevoli risultati in questo senso possono essere
vanificati dall’assenza di un quadro sufficientemente preciso di correlazioni
all’interno delle piattaforme stesse.
Ringraziamenti
Questa nota è stata elaborata su suggerimento e grazie alla collaborazione
editoriale di Maurizio Tentor e Fabio Marco Dalla Vecchia.
Grazie anche a Dario Sartorio per il contributo scientifico e bibliografico.
Bibliografia
BIGNOT G. (1973) – Recherches statigraphiques sur les calcaires du Cretacè superieur et
de l’Eocene d’Istrie et des regions voisines. Essai de revision du Liburnien. Travaux du
Lab. de Micropal., n.2, Universitè de Paris VI, Parigi.
CAFFAU M., TSAKIRIDOU E., COLIZZA E., MELIS R. & PUGLIESE N. (2000) – Il Santoniano-
Campaniano nel Carso triestino: il livello a Keramosphaerina tergestina (STACHE). St.
Trentini Sc. Naturali, v. 77, pp. 73-79, Trento.
CALLIGARIS R. (1994) – 95 milioni di anni fa. Il periodo Cretacico attraverso i fossili di
Comeno ed altri reperti del Carso. Pubbl. Museo Civico di Storia Nat. di Trieste, 24 pp.,
Trieste.
CAUS E. & CORNELLA A. (1981) – Calveziconus lecalvezae n. gen., n. sp., orbitolinide
Campanien de la bordure meridionale des Pyrennèes. Cahier de Micropaleont., v. 4, pp.
27-34, Parigi.
CAVIN L., JURKOVŠEK B. & KOLAR-JURKOVŠEK T. (2000) – Stratigraphic succession of the
Upper Cretaceous fish assemblages of Kras (Slovenia). Geologija, v. 43/2, pp 165-195,
Lubiana..
CESTARI R. (2002) – Strontium Isotope Signature of the main Upper Cretaceous Rudist
events in the Periadriatic Domain. In: VLAHOVIC I. & KOBAR T. (a cura di-), Abstracts and
Excursion Guidebook. Sixth Int. Congr. on Rudists, Rovinj, pp. 16-17, Zagabria.
CESTARI R. & SARTORIO D. (1995) – Rudists and facies of the Periadriatic Domain. 207
pp., Agip, S. Donato Milanese.
CHERCHI A. & SCHROEDER R. (1990) – Keramosphaerina sarda n. sp. Larger foraminifer
(Miliolacea) from the Coniacian of Sardinia. Compt. Rend. Acad. Sci., S. II, Mec. Phys,
Chim. Sc. de l’Univ. Sc. de la Terre, v. 310, n. 11, pp. 1567-1572, Parigi.
CHIOCCHINI M., FARINACCI A., MANCINELLI A., MOLINARI V. & POTETTI M. (1994) –
Biostratigrafia a foraminiferi, dasicladali e calpionelle delle successioni carbonatiche
mesozoiche dell’Appennino centrale (Italia). Studi Geol. Camerti, v. spec. Biostratigrafia
dell’Italia centrale, pp. 9-128, Camerino.
CILIBERTO B.M., PIRINI RADRIZZANI C. & PUGLIESE N. (1982) - La piattaforma
carbonatica al passaggio Cretacico-Terziario nell’area di Duino (Carso triestino). Geol.
Rom., v. 21, pp. 849-857, Roma.
21

CUCCHI F., PIRINI RADRIZZANI C. & PUGLIESE N. (1987) – The carbonate stratigraphic
sequence of the Karst of Trieste (Italy). Mem. Soc. Geol. It., v. 40, pp. 35-44, Roma.
COUSIN M. (1981) – Les rapports Alpes-Dinarides: les confins de l’Italie et de la
Yougoslavie. Soc. Geol. du Nord, v. 5, pp. 1042, Villeneuve d’Ascq.
DALLA VECCHIA F. M. (2003) – Un dente di Squalicorax (Chondrichthyes, Selachimorpha)
dal Coniaciano-Santoniano (Cretaceo superiore) di Vernasso (Udine). Natura Nascosta, n.
26, pp. 21-27, Monfalcone.
D’AMBROSI C. (1960) – Sviluppo e caratteristiche geologiche della serie stratigrafica del
Carso di Trieste. Boll. Soc. Adriatica Sc., v. 51, pp. 39-58, Trieste.
FORTI F. & TOMMASINI M. (1967) – Una sezione geologica del Carso triestino.
Osservazioni di geomorfologia carsica in rapporto con la litostratigrafia e la tettonica
eseguite lungo una sezione trasversale all’andamento assiale del Carso triestino, da M.
Lanaro a Cedas. Atti e Mem. Comm. Grotte E. Boegan, v. 6, pp. 43-139, Trieste.
GIUDICI P. & PALLINI G. (1993) – Nostoceratidae (Ammonoidea) del Campaniano superiore
nel Salento (Lecce-Italia meridionale). Paleopelagos, v. 3. pp. 311-320, Roma.
JURKOVŠEK B., TOMAN M., OGORELEC B., SRIBAR L., DROBNE K., POLJAK M. & SRIBAR LJ.
(1996) – Formacijska geoloska karta juznega dela Trzasko – Komenske planote 1:50000.
Pubbl. Ist. Geol., Geotec., Geof. Univ. Ljubljana, 143 pp., Lubiana.
PIRINI RADRIZZANI C., PUGLIESE N. & STOCCA G. (1987) - The Cretaceous-Tertiary
boundary at M. Grisa (Karst of Trieste–Italy). Mem. Soc. Geol. It., v. 40, pp. 53-66, Roma.
REINA A. (1993) – Studio biostratigrafico di una successione carbonatica cretacica
affiorante nei dintorni di Noci (Murge sudorientali, Puglia). Boll. Soc. Geol. It., v. 112, pp.
181-189, Roma.
SARTORIO D., TUNIS G. & VENTURINI S. (1997) – Evolution of the northeastern margin of
the Friuli Platform: the Judrio Valley section. Mem. Sc. Geol. Padova, v. 49, pp. 163-193,
Padova.
SARTORIO D. & VENTURINI S. (1988) – Southern Tethys Biofacies, Agip S.p.A, 235 pp., S.
Donato Milanese.
SUMMESBERGER H., JURKOVŠEK B. & KOLAR-JURKOVŠEK T. (1996) – Aptychi associated
with ammonites from the Lipica Formation (Upper Cretaceous, Slovenia). Ann. Naturhist.
Mus. Wien, v. 97 A , pp. 1-19, Vienna.
STACHE G. (1889) – Die Liburnische Stufe und deren Grenz-Horizonte. Ertse Abteilung.
Abh. K.K. Geol. Reich, v. 13, pp. 1-170, Vienna.
STACHE G. (1920) – Gorz und Gradisca Geol. Spezial Karte der in Reichsrate vertreten
Konigreiche und Lander Osterreichisch-Ungarischen Monarchie. Geol. Bund., Vienna.
TARLAO A., TENTOR M., TUNIS G. & VENTURINI S. (1993) – Evidenze di una fase tettonica
nel Senoniano inferiore dell’area del Villaggio del Pescatore (Trieste). Gortania, v. 10. pp.
23-34, Udine.
TENTOR, M., TUNIS G., VENTURINI S. (1994) - Schema stratigrafico e tettonico del Carso
Isontino. Natura Nascosta, n. 9, pp. 1-32, Monfalcone.
TENTOR M. & VENTURINI S. (2005) - Karsella e Keramosphaerina (Foraminiferi): primo
rinvenimento in un incluso paleocenico nel flysch eocenico presso Vigant (Nimis, Udine).
Natura Nascosta, n. 31, pp. 1-14, Monfalcone.
TOMMASI A. (1891) – Contribuzione alla studio della fauna cretacea del Friuli. I fossili di
Vernasso presso S. Pietro al Natisone. Atti Regio Ist. Veneto di Scienze, Lettere ed Arti, v.
2, (ser. 7), pp. 1089-1122, Venezia.
VENTURINI S. & TUNIS G. (2002) – La sequenza giurassico-paleogenica. In: VAI G.B.,
VENTURINI C., CARULLI G.B. & ZANFERRARI A. (coord.), Alpi e Prealpi Carniche e Giulie
(Friuli Venezia Giulia). Guide Geol. Regionali, pp. 49-55, BE-MA ed., Milano.
22

Natura Nascosta Numero 31 Anno 2005 pp. 23-35 Figure 8
PSEUDOPLANCTON ED ASSOCIAZIONI FAUNISTICHE CONNESSE
ALLA CADUTA DI LEGNO SUL FONDO MARINO: ALCUNE IDEE
Giorgio Tunis, Alceo Tarlao e Sandro Venturini
Introduzione
Molte specie attuali e del passato che usano la strategia di vivere attaccate a
supporti più o meno rigidi hanno la potenzialità di colonizzare substrati mobili
quali tronchi galleggianti (driftwood), zattere galleggianti di alghe brune (kelp
rafting), grossi vertebrati marini quali cetacei, trichechi, leoni ed elefanti marini,
tartarughe, altri rettili marini, ecc. ed infine substrati inorganici (ad esempio,
pomice) oppure odiernamente materiale antropogenetico (detriti scaricati in mare
da aree costiere o da navi, masse bituminose, ecc.).
Tutti questi “oggetti” galleggianti ad un certo punto cadranno sul fondo con il
loro carico biologico o parte di esso. Quelle specie che vengono rinvenute attaccate
a substrati galleggianti, organici o inorganici, sono definite forme
pseudoplanctoniche, pur essendo bentoniche come “moda” di vita (cfr. WIGNALL
& SIMMS, 1990, per l’ampia discussione). Altri Autori preferiscono definirle pure
forme epiplanctoniche oppure forme pseudopelagiche. Ovviamente queste specie
sono molto rare nell’attuale rispetto ai loro parenti bentonici e vengono segnalate
occasionalmente nel mondo fossile. Ciò a causa della scarsa disponibilità di oggetti
galleggianti ai quali attaccarsi in confronto all’enorme estensione degli habitat di
vita occupati in ogni periodo geologico dagli organismi bentonici.
Tipi di rafting
I più frequenti tra gli attuali substrati galleggianti sono rappresentati da “zattere”
di alghe brune. Il fenomeno è noto come kelp rafting (EMERY & TSCHUDY, 1941).
Macrocystis, Nereocystis, Pelagophycus, Egregia sono i generi attuali più noti e
diffusi nell’Oceano Atlantico. Macrocystis può raggiungere una lunghezza di circa
circa 180 m, mentre il peso di un singolo esemplare può superare i 130 kg.
L’agente di trasporto kelp rafting, che interessa principalmente le zone costiere ed
in misura minore le vaste aree oceaniche, è in grado di trasportare, oltre a varie
specie pseudoplanctoniche (gasteropodi ed altri piccoli molluschi, lamellibranchi,
serpulidi, foraminiferi, stelle marine, spugne, piccoli granchi, vari tipi di vermi,
ecc.), anche ciottoli di piccole dimensioni, ai quali si possono talvolta fissare altri
organismi (foraminiferi, briozoi, vermi, alghe calcaree). Attualmente si osserva
kelp rafting soprattutto nell’emisfero settentrionale dell’Oceano Pacifico,
dall’Alaska al Messico e dal Mare di Okhotsk al Giappone, nonché lungo le coste
europee settentrionali (Scozia, Irlanda, Norvegia, Francia, ecc.). Concentrazioni di
alghe brune sono state raramente documentate nel registro sedimentario (MAYR,
23

1993; WOODBORNE et al., 1989, OLIVERO et al., 1992), a causa della difficoltà di
conservazione delle alghe; questi organismi sono comunque noti fin dal
Devoniano.
In ordine di frequenza, ma molto minore, segue il fenomeno di drift wood
(letteralmente: trasporto di legno ad opera delle correnti), nel quale sono compresi
piante intere oppure tronchi, radici, rami, pezzi di legno provenienti tipicamente dal
continente (piane alluvionali, delta, zone di estuario). Una grande disponibilità di
resti vegetali, in genere tronchi, trasportati in ambiente marino si verifica in
occasione di eventi eccezionali (uragani, inondazioni, alluvioni) ed è da porsi in
relazione alle dimensioni dell’area colpita dalla calamità naturale e/o alle
caratteristiche idrologiche (portata del fiume). É possibile che tronchi galleggianti
siano stati colonizzati da organismi pseudoplanctonici fin dalla prima comparsa
degli alberi nel Devoniano. La massima durata di galleggiamento dei tronchi e dei
rami in ambiente marino è molto variabile: da qualche mese a più di dieci anni. Il
tempo dipende da vari fattori: il tipo di legno, le dimensioni, l’influenza
dell’osmosi e la degradazione batterica, ma in linea di massima la possibile durata
del tronco come agente di trasporto dello pseudoplancton è piuttosto elevata. I
tronchi possono essere colonizzati all’inizio, durante la loro “crociera”, e pure,
come vedremo in seguito, quando raggiungono il fondo marino, anche a varie
centinaia di metri di profondità. Teredini, ostreidi (Fig. 1) e vari altri tipi di
molluschi, nonché balanidi (Fig. 2) sono i principali colonizzatori di driftwood. Tra
le radici rimangono spesso incastrati ciottoli di varie dimensioni (nell’Eocene
istriano,
Fig. 1 – Tronchi spiaggiati, incrostati da ostriche e rari mitili (spiaggia di Grado, Gorizia).
24

Fig. 2 – Balani attaccati ad arbusti (Lisert, Monfalcone Gorizia) (foto di M. Tentor).
TARLAO et al., 2005, segnalano un ciottolo di lunghezza pari a 35 cm) strappati
assieme all’albero dalle zone di provenienza, ad esempio piane alluvionali. Per
dilatazione del legno i ciottoli possono essere rilasciati e precipitano al fondo,
oppure cadono assieme al tronco quando questo non è più in grado di galleggiare.
Questi ciottoli esotici, in quanto completamente estranei all’ambiente
deposizionale sono definiti dropstones (vedi BENNETT et al., 1996, per origine e
significato).
Il rafting biologico ad opera di grossi vertebrati marini rappresenta
probabilmente la categoria meno comune o perlomeno più occasionale di substrati
galleggianti. Dal registro sedimentario è noto che il guscio di cefalopodi nectonici
e nectobentonici (nautiloidi, goniatiti, belemniti e ammonoidi) abbia ospitato una
significativa epifauna (briozoi, brachiopodi, ostreidi) fin dall’Ordoviciano. Balene
ed altri grossi cetacei sono comunemente infestati da un impressionante numero di
balani e copepodi. Carcasse di grossi cetacei e relative associazioni faunistiche
precipitate al fondo marino (whale fall) in tempi recenti o tempi antichi (Oligocene
e Miocene) sono l’oggetto di recenti pubblicazioni (GOEDERT et al., 1995; AMANO
et al., 2005; NESBITT, 2005): in precedenza tale fenomeno era poco noto e mal
documentato.
25

Organismi incrostanti su ammoniti: un esempio
Esiste un’ampia letteratura che riguarda la colonizzazione di ammoniti da parte
di organismi incrostanti. Solitamente, la presenza di tali organismi su entrambi i
fianchi di nicchi di questi cefalopodi viene considerata un criterio distintivo per la
colonizzazione in vita, ma non sono da escludere processi di rimescolamento e
ribaltamento post-mortem a fondo mare. L’ammonite di figura 3, proveniente dal
Giurassico francese, mostra sui due lati alcune valve di ostreidi disposte soprattutto
lungo il margine ventrale dell’esemplare. Per quanto questa associazione sia
particolarmente interessante dal punto di vista museale e collezionistico,
l’interpretazione ecologica dei rapporti tra ammoniti ed organismi incrostanti non
può comunque prescindere dallo studio delle tanatocenosi e del contesto
stratigrafico-paleoambientale.
Fig. 3 – Ammonite del Giurassico francese, incrostata da ostreidi su entrambi i fianchi.
Metodi di fissaggio degli organismi a substrati galleggianti
Ci sono vari modi attraverso i quali i differenti organismi possono attaccarsi a
substrati galleggianti. WIGNALL & SIMMS (1990) hanno riconosciuto cinque
strategie: 1) cementazione; 2) strategia “pendente”; 3) strategia aderente; 4)
perforazione; 5) tecnica di “appoggio” ad oggetti galleggianti (clinging).
1) La cementazione è il metodo più sicuro di attaccarsi al substrato, ma in genere
richiede una zona relativamente ampia di fissaggio da parte dell’organismo e
provoca un’intensa competizione tra individui. Nello pseudoplancton fossile i taxa
più comuni sono ostreidi, briozoi e serpulidi. Alcune specie di balani sono gli
organismi più comuni nell’Attuale. Altre forme più rare sono certi generi di coralli
(segnalati anche attaccati alla pomice). 2) Strategia “pendente”: minimizza le
dimensioni dell’area di fissaggio dell’oggetto galleggiante, ma può causare un
grosso peso per il medesimo quando gli individui sono troppi, con conseguente
precipitazione al fondo. Crinoidi (SIMMS, 1986), crostacei lepadomorfi e, più
raramente, alcuni brachiopodi articolati fanno parte di questo gruppo. 3) Strategia
aderente: le forme in questione si attaccano mediante il loro tessuto organico e/o i
26

filamenti del bisso, aggrappandosi al substrato. Questo modo di vita è comune a
molti gruppi bentonici quali bivalvi mitiliformi, inoceramidi e alcuni brachiopodi
non articolati: alcuni tra questi generi possono essere considerati pseudoplanctonici
(SEILACHER, 1982; TANABE, 1983). 4) La perforazione è il metodo più efficiente di
fissaggio al substrato galleggiante, nonché quando il medesimo scende al fondo.
SEILACHER (1968) riferisce il caso di belemniti perforate da cirripedi e si conosce
il caso di briozoi perforanti che hanno attaccato il guscio di nautiloidi.
Probabilmente la perforazione è avvenuta post-mortem nell’organismo. Il legno
viene perforato da isopodi, ma più importanti di tutti sono le teredini (Fig. 4); le
teredini utilizzano il legno galleggiante come una zattera sulla quale operano come
organismi filtratori, ma anche possono cibarsi direttamente del legno (cfr. KELLY,
1988). 5) Strategia “clinging”: di specie che sono in grado di muoversi sul
substrato galleggiante, molto spesso alla ricerca di prede, nonché di abbandonare la
loro zattera. In questo caso si conoscono con sicurezza soltanto esempi attuali:
gasteropodi, piccoli granchi, vermi, picnogonidi ed isopodi. Per quanto riguarda le
faune del passato che abbiano utilizzato questa strategia e siano finite al fondo
assieme ai resti di vegetazione, permane l’incertezza del riconoscimento.
Si sottolinea infine che un certo numero di forme pseudoplanctoniche del passato
non possono essere assegnate a nessuna delle cinque categorie summenzionate.
Fig. 4 – A sinistra: Teredini provenienti dalle “Marne a Cancer” di età luteziana (Istria
centrale). A destra: Teredini provenienti dalla costa occidentale della Turchia (Mare di
Marmara).
27

Riconoscimento e classificazione dello pseudoplancton
Le associazioni di forme pseudoplanctoniche si riconoscono più facilmente
quando si possono osservare assieme al loro substrato galleggiante sceso al fondo.
Quando non sono spiaggiati, i substrati galleggianti affondano sui fondali marini
alle varie profondità, da pochi metri fino a batimetrie abissali. Per garantire
condizioni più favorevoli alla fossilizzazione di colonie pseudoplanctoniche è
importante che l’energia al fondo non sia elevata; ciò sussiste in particolare nei
contesti profondi. Come già premesso, le specie pseudoplanctoniche rappresentano
una componente rara delle associazioni faunistiche attuali e del passato; si
rinvengono più facilmente in ambienti contraddistinti da bassi tassi di
sedimentazione e anche in questi casi si può osservare un numero ridotto di
esemplari. Soltanto in condizioni di bassissimi tassi di sedimentazione, gli
individui pseudoplanctonici sono più numerosi, ma si associano a concentrazioni
relativamente più elevate di organismi bentonici autoctoni e di forme pelagiche.
Il riconoscimento di forme pseudoplanctoniche non costituisce in genere
un’operazione banale. Secondo WIGNALL & SIMMS (1990) si possono riconoscere
tre tipologie di pseudoplancton: obbligato, facoltativo ed accidentale. Il primo
gruppo comprende forme con uno stadio adulto esclusivamente pseudoplanctonico:
trattasi di forme altamente specializzate che si sono adattate a substrati galleggianti
e che non possono ritornare ad abitudini bentoniche una volta che precipitino al
fondo. Si ipotizza che certi gruppi di crinoidi e alcuni generi di bivalvi a guscio
sottile (quali Posidonomya) siano da annoverare tra lo pseudoplancton obbligato,
mentre alcuni generi cosmopoliti di balani rappresentano la fauna attualmente più
diffusa. Alcune specie pseudoplanctoniche sono facoltative in quanto possono
attaccarsi ad oggetti galleggianti, ma sono in grado di ritornare allo stadio
bentonico. Ciò pone seri dubbi quando si esamina una colonia di specie
pseudoplanctoniche associata al legno: non tutti gli individui conducevano
un’esistenza pseudoplanctonica, non tutti provenivano dal driftwood e solo una
parte di quelli trasportati dal legno (tronchi, rami) si sono adattati al nuovo habitat.
Questi elementi rendono difficoltosa l’interpretazione ecologica, in particolare per
quanto attiene le specie del passato, e non si conosce la tolleranza delle medesime
all’interno di un’ampia gamma di ambienti compresi tra l’intertidale ed il batiale.
Esiste infine una categoria di pseudoplancton accidentale (soprattutto
gasteropodi e foraminiferi): alcuni possono abbandonare il substrato galleggiante,
altri possono sopravvivere su fondali batiali.
Associazioni faunistiche legate a wood fall
Concluso il periodo di galleggiamento, i vari substrati mobili e gli organismi ad
essi attaccati cadono sul fondo. Considerata la difficoltà di reperimento di kelp fall
(affondamento di masse algali) a causa della scarsa possibilità di conservazione di
materiale algale e l’estrema rarità di whale fall (caduta di cetacei al fondo) e altro,
la più ampia e certa documentazione di associazioni faunistiche legate
all’affondamento di organismi (e clasti) in ambiente marino proviene dal wood fall.
Come già premesso, se questi resti vegetali scendono a bassa profondità, vicino a
riva, ci sono scarse possibilità di fossilizzazione. Gli ambienti più favorevoli alla
preservazione sono rappresentati dallo shelf esterno e soprattutto dalle zone di
28

scarpata e bacino. In genere il legno si decompone e viene distrutto, e solo le
teredini costituiscono la prova evidente dell’esistenza di questi substrati. A fondo
mare, con i tronchi e i rami giunge l’epifauna che vi viveva attaccata: alcuni
individui riescono a sopravvivere nel nuovo habitat, molti altri no, altri ancora si
staccano durante la discesa oppure, in presenza di correnti di fondo, vengono
trasportati altrove. La presenza del legno e degli organismi attaccati richiama
individui autoctoni, soprattutto gasteropodi predatori di piccoli molluschi ed altri
invertebrati (tra cui policheti), ma anche detritivori e raspatori, ed infine altre forme
che possono usare il legno come substrato (ad esempio, isocrinidi) o rifugio (ad
esempio, foraminiferi bentonici). Tutte queste forme, compreso lo pseudoplancton,
costituiscono un’associazione di tipo wood-fall (Fig. 5). Non è semplice
riconoscere le preferenze e le relazioni ecologiche tra gli organismi wood-fall:
alcuni sono collegati direttamente alla presenza del legno, altri indirettamente
(predatori), per altri ancora l’appartenenza a questo tipo di comunità è solo
ipotetica. Per dirimere la questione si possono seguire alcune linee di
ragionamento. Innanzi tutto si applica il criterio attualistico, che è basato sul
confronto di associazioni wood-fall attuali e del passato. Il grosso problema è
naturalmente incentrato sui taxa estinti, i cui rapporti con i resti vegetali sono in
prima istanza incogniti. Un altro approccio è basato sullo studio della fauna negli
strati circostanti il livello contraddistinto da wood-fall. Se non è possibile rinvenire
nella successione stratigrafica e nel medesimo contesto paleoambientale un numero
Fig. 5 – Ricostruzione di un’associazione faunistica a “wood fall”.
significativo di esemplari analoghi a quelli raccolti nella comunità wood-fall, si può
ipotizzare una relazione tra queste forme e la presenza del legno. Un esempio può
29

essere rappresentato dall’abbondanza di individui appartenenti ad una determinata
specie di gasteropodi predatori, che risultano invece rari all’interno del background
faunistico della formazione geologica in esame. Anche questo approccio presenta i
suoi limiti in quanto è basato sulla probabilità di reperimento dei fossili e può
essere marcatamente soggettivo. In conclusione, ogni comunità wood-fall presenta
problemi ecologici, e molti individui sono da considerarsi enigmatici per quanto
attiene l’habitat e la loro relazione con l’associazione faunistica in oggetto. Ad
esempio, al top delle “Marne a Cancer” eoceniche dell’Istria sono stati individuati
alcuni esemplari di Spondylus bifrons assieme a faune che possono essere messe in
relazione, perlomeno parzialmente, a comunità wood-fall (TARLAO et al., 2005).
L’habitat di questi molluschi non è compatibile con quello attuale e neppure la
litologia dei fondali del tempo (il genere preferisce substrati rocciosi). La
paleoprofondità stimata dell’ambiente è di circa 300 metri, ma Spondylus vive
generalmente a qualche decina di metri di profondità. Infine, la forma non è
attualmente di tipo pseudoplanctonico, neppure accidentale, e non è stata
trasportata e risedimentata ad opera di correnti torbiditiche o conturiti.
Teredini e substrati lignei
Resti di tronchi e rami (relitti e fantasmi), associati a teredini, talvolta
abbondanti, rappresentano una peculiarità delle “Marne a Cancer” e della parte
basale della soprastante unità litostratigrafia (Marne a Globigerine) nell’Istria
centrale (Croazia). I substrati osservati a Mali Mlun ed a Jermanija sono
rappresentati solitamente da frammenti lignei, che sono stati verosimilmente
trasportati come entità singole tramite il processo di driftwood. Resti di tronchi ben
conservati sono rari nei vari contesti sedimentari (Fig. 6), in quanto il legno
generalmente si decompone in ambiente marino, sia precedentemente al
seppellimento che posteriormente ad esso e ancora prima della compattazione dei
sedimenti. SAVDRA et al. (1993), in base alla qualità della preservazione del
substrato ligneo e delle teredini associate, hanno distinto quattro stadi: 1) ben
preservato, 2) relitto, 3) fantasma, 4) teredini rimaneggiate. Nello stadio 1,
nonostante i processi di dilatazione della lignina e la parziale mineralizzazione ad
opera della pirite, il tronco o il ramo non ha subito la disintegrazione e mantiene la
sua forma originale. Le teredini possono essere osservate all’interno del legno (Fig.
7). I substrati relitti (stadio 2) hanno subito una pesante decomposizione
biochimica e la degradazione fisica a causa dei fori praticati dalle teredini. Si
osserva una massa di sedimento e minerale con solo resti di lignina negli interstizi.
I substrati fantasma (stadio 3) sono simili ai precedenti ma hanno perso ogni traccia
dell’originale substrato ligneo. Abbondanti teredini si osservano in corrispondenza
del substrato ligneo, in larga parte distrutto. Infine, nello stadio 4 le teredini si
trovano sparse e non esiste la minima traccia del legno; gli individui sono stati
trasportati ad opera delle correnti di fondo e l’entità della bioturbazione è stata
notevole. Oltre al legno fossile, anche le teredini fossili sono rare e la letteratura
paleontologica non è molto ricca a riguardo di questi molluschi. Un’abbondanza di
30

Fig. 6 – Raro ritrovamento di un tronco silicizzato in calcari cretacei affioranti presso Cava
Simonettia, da VALLE (1879) (cortesia di F. Cucchi).
Fig. 7 – Pezzo di ramo con un minuscolo esemplare di teredine proveniente dalle “Marne a
Cancer” (Istria centrale).
31

teredini e di vestigia lignee rappresenta quindi una rarità nel registro sedimentario e
la loro diffusione nei depositi istriani è strettamente legata ad alcune condizioni
quali l’ambiente deposizionale e l’innalzamento relativo del livello marino.
Quest’ultimo si riflette con modesti tassi di accumulo di sedimenti in ambiente di
piattaforma esterna, slope e bacino, in quanto si verifica una migrazione, spesso
rapida, verso terra della linea di riva, un allargamento della zona interna di
piattaforma (zona nearshore) e un conseguente effetto trappola dei sedimenti in
quest’ultima zona. In termini geologici, la bassa alimentazione di sedimenti in zona
di scarpata produrrà delle sezioni condensate (minimi tassi di sedimentazione e
massima starvation). L’innalzamento marino provocherà l’inondazione di aree
precedentemente emerse (piane costiere, delta subaereo, zone di estuario, piane
alluvionali), spesso ricche di vegetazione ed un aumento proporzionale di materiale
ligneo che verrà trasportato in mare. In questa fase il processo di woodrift
raggiungerà il suo apice ed il fenomeno sarà ancora più marcato quando i substrati
lignei affonderanno in ambienti marini profondi, contraddistinti da bassa energia e
con scarsi tassi di sedimentazione. Questo scenario si è verificato, con buona
verosimiglianza, in Istria, in concomitanza con un’importante fase trasgressiva
luteziana (TARLAO et al., 2005). É interessante ricordare che tubi di teredini sono
stati rinvenuti anche nei coevi depositi deltizi della zona dei colli orientali del
Friuli (DAINELLI, 1915).
Associazioni di wood fall e associazioni pseudoplanctoniche: alcune idee
Recentemente, le associazioni faunistiche di tipo wood-fall hanno ricevuto una
certa attenzione da parte dei paleontologi, in quanto alcune specie sono state
considerate “pioniere” di ambienti nei quali si sono impostati successivamente vent
idrotermali e cold-seeps. Questa ipotesi, suggerita da DISTEL et al. (2000), prevede
che alcuni taxa vissuti in aree interessate da wood-fall siano stati in grado di
sopravvivere e di adattarsi all’ambiente epibatiale, anche in assenza di caduta di
tronchi e rami al fondo marino, e si siano successivamente concentrati (anche molti
milioni di anni dopo) in aree di emanazione di gas metano e di vent idrotermali.
Questo implica spesso un’evoluzione genetica dei taxa in questione: nella
fattispecie DISTEL et al. (2000) hanno esaminato soltanto alcune specie di mitili
(batimodiolidi). La validità dell’ipotesi di DISTEL et al. (2000) prende
necessariamente in considerazione la strategia di dispersione di queste specie
nell’ambiente e la loro capacità di colonizzazione. Inoltre si può ipotizzare che
sparse, effimere, piccole isole wood-fall non rappresentino il substrato sufficiente
per lo sviluppo di ricche associazioni faunistiche: un massiccio e possibilmente
continuo input di resti vegetali nei bacini marini durante fasi trasgressive e
l’instaurarsi di numerose colonie al fondo nei pressi del legno costituiscono dal
punto di vista statistico una condizione al contorno più favorevole a detta ipotesi.
Nel bacino istriano si è verificato un notevole apporto di resti vegetali, che si sono
depositati al fondo in ambienti di rampa esterna e di scarpata (TARLAO et al.,
2005), caratterizzando le già menzionate unità delle “Marne a Cancer” e delle
“Marne a Globigerine”. Soprastanti le marne si sono depositati banchi calcarenitici
e marne (fase di pre-flysch) e successivamente le torbiditi arenaceo-marnose del
flysch istriano. All’interno del flysch, anch’esso di età luteziana, affiorante nei
32

pressi di Buie (Istria, Croazia) sono stati riconosciuti isolati corpi di calcari con
abbondanti faune dominate da mitili, gasteropodi e lucine. Questi calcari,
debolmente terrigeni, sono metanogenetici (VENTURINI et al., 1998), in quanto il
loro ambiente genetico è legato alla fuoriuscita di fluidi arricchiti in metano in
ambiente marino profondo. Questi calcari metanogenetici macrofossiliferi e le
associazioni faunistiche wood fall di Sterna “distano” in termini cronologici circa 4
Ma, ed in termini di spazio-spessore poco più di un centinaio di metri. Da una
prima comparazione, non abbiamo trovato taxa comuni all’interno delle due
diverse associazioni faunistiche. Inoltre, i lucinidi, caratteristici di molti altri
contesti metanogenetici, non sembrano in alcuna maniera associabili ad
associazioni pseudoplanctoniche. Al di là di queste osservazioni, la tesi di DISTEL
et al. (2000) rappresenta comunque una linea di ricerca attraente riguardo a questi
tipi di comunità fossili.
Rudiste flottanti?
Nella Scaglia senoniana del Veneto sono stati segnalati esemplari di rudiste (per
esempio, PARONA, 1904; 1912; Fig. 8). Valve di rudiste sono state infatti rinvenute
in particolare a Possagno, Mezzano Veronese, Magrè, Novale, Valdagno, Gallio, S.
Cristina e S. Anna di Alfaedo. La distanza dal margine della Piattaforma Friulana,
il contesto paleomorfologico di probabile paleo-alto (almeno per quanto riguarda
alcune zone) e le caratteristiche sedimentologiche dei depositi inglobanti sembrano
escludere sostanziali processi di risedimentazione. Come si può evincere dalle
successioni descritte da MASSARI & MEDIZZA (1973), la Scaglia inglobante le
rudiste è dominata da associazioni a foraminiferi planctonici, con rari bentonici di
ambiente verosimilmente profondo. Senza entrare nella complessa problematica
Fig. 8 – Rudista rinvenuta nella Scaglia tardo-cretacica del Veneto (da PARONA, 1904).
33

della batimetria della Scaglia e dell’ecologia delle rudiste, va ricordato che, nei
depositi del Senoniano del Veneto, sono presenti ciottoli arrotondati, costituiti
soprattutto da rocce sedimentarie (MASSARI & MEDIZZA, 1973) e resti di teredini,
in particolare presso S. Anna di Alfaedo (MASSARI & SAVAZZI, 1981). É quindi da
tenere in considerazione che le rudiste rinvenute nella Scaglia possano essere
legate al trasporto di tronchi flottanti per incastro negli apparati radicali, post
mortem, analogamente ai ciottoli suindicati; non possiamo inoltre escludere del
tutto l’ipotesi che rudiste, in vita, aderissero per cementazione a questo tipo di
substrato. Durante il Senoniano, infatti, sia nelle aree costiere della “Ruga
Insubrica”, sia nelle zone emerse-subemerse delle piattaforme periadriatiche, le
rudiste spiaggiate o subfossili dovevano essere tutt’altro che rare.
Bibliografia
AMANO K. & LITTLE C.T.S. (2005) - Miocene whale-fall community from Hokkaido,
northern Japan. Palaeogeogr., Palaeoclimat., Palaeoecol., v. 215, pp. 345-356, Amsterdam.
BENNETT M.R., DOYLE P. & MATHER A.E. (1996) - Dropstones: their origin and
significance. Palaeogeogr., Palaeoclimat., Palaeoecol., v. 121, pp. 331-339, Amsterdam.
DAINELLI G. (1915) – L’Eocene friulano. Monografia geologica e paleontologica. Le
Memorie Geografiche Ed., 721 pp., Firenze.
DISTEL D.L., BACO A.R., CHUANG E., MONILI W., CAVANAUGH C. & SMITH C.R. (2000) -
Do mussels take wooden steps to deep-sea vents? Nature, v. 403, pp. 725-726, Londra.
EMERY K.O. & TSCHUDY R.H. (1941) – Transportation of rock by kelp. Bull. Geol. Soc. of
America, v. 52, pp. 855-862, Burlington.
GOEDERT J.L., SQUIRES R.L. & BARNES L.G. (1995) - Paleoecology of whale-fall habitats
from deep-water Oligocene rocks, Olympic Peninsula, Washington State. Palaeogeogr.,
Palaeoclimat., Palaeoecol., v. 118, pp. 151-158, Amsterdam.
KELLY S. R. A. (1988) - Cretaceous wood-boring bivalves from western Antarctica with a
review of the Mesozoic Pholadidae. Palaeontology, v. 31, pp. 341–372, Londra.
MASSARI F. & MEDIZZA F. (1973) – Stratigrafia e paleogeografia del Campaniano-
Maastrichtiano delle Alpi meridionali. Mem. Ist. Geol. Min. Padova, v. 28, pp. 1-63,
Padova.
MASSARI F. & SAVAZZI E. (1981) – Driftwood transportatin and exotic pebbles in the
Upper Cretaceous Scaglia Rossa veneta (M. Loffa; Southern Alps) suggested by Teredinid
tubes. Neues Jahrb. Geol. Palaont. Monatshefte, 1981, pp. 311-320, Stoccarda.
MAYR F. (1953) – Durch Tange verfrachtete Gerolle bei Solnhofen und anderwarts. Geol.
Bl. NO-Bayern, v. 3, pp. 113-121, Monaco.
NESBITT E.A. (2005) - A novel trophic relationship between cassid gastropods and
mysticete whale carcasses. Lethaia, v. 38, pp. 17-25, Oslo.
PARONA C.F. (1904) – Una rudista nella Scaglia veneta. Acc. Reale delle Scienze di
Torino, v. 39, pp. 3-8, Torino.
PARONA C.F. (1912) – Rudiste della Scaglia veneta. Acc. Reale delle Scienze di Torino, v.
47, pp. 3-13, Torino.
OLIVERO E.B., MARTINIONI D.R. & MUSSEL F.J. (1992) - Upper Cretaceous sedimentology
and biostratigraphy of western Cape Lamb (Vega Island, Antarctica). Implications on
sedimentary cycles and evolution of the basin. In: RINALDI C.A. (a cura di-). Geologia de la
Isla James Ross. Inst. Antart. Argent., Buenos Aires, pp. 147-166, Buenos Aires.
34

SAVDRA C.E., OZELAS K., DEMKO T.H., HUCHISON R.A. & SCHEIWE T.D. (1993) – Loggrounds
and the ichnofossil Teredolites, in transgressive deposits of the Clayton Formation
(Lower Paleocene), western Alabama. Palaios, v. 8, pp. 311-324, Desert Park.
SEILACHER A. (1968) - Swimming habitus of belemnites – recorded by boring barnacles.
Palaeogeogr., Palaeoclimat., Palaeoecol., v. 4, pp. 279-285, Amsterdam.
SEILACHER A (1982) - Posidonia shales (Toarcian, S. Germany) – stagnant basin model
revalidated. In: Gallitelli E. M. (a cura di-). Palaeontology, essential of historical geology,
pp. 25–55. STEM Mucchi, Modena.
SIMMS M. J. (1986) - Contrasting lifestyles in Lower Jurassic crinoids: a comparison of
benthic and pseudopelagic Isocrinida. Palaeontology, v. 29, pp. 475–493, Londra.
TANABE K. (1983) – Mode of live of an inoceramid bivalve from the Lower Jurassic of
West Japan. Neues Jahrb. Geol. Palaont. Monatsheft, pp. 419-428, Stoccarda.
TARLAO A., TUNIS G. & VENTURINI S. (2005) - Dropstones, pseudoplanktonic forms and
deep water decapod crustaceans within a condensed succession of central Istria (Croatia):
relation to palaeoenvironmental evolution and palaeogeography. Palaeogeogr.,
Palaeoclimat., Palaeoecol., v. 218, pp. 325-345, Amsterdam.
VALLE A. (1879) – Legno silicizzato dall’Istria, Boll. Soc. Adr. Sci. Nat., v. 4, n. 2, pp. 191-
195, Trieste.
VENTURINI S., SELMO E., TARLAO A. & TUNIS G. (1998) – Fossiliferous methanogenic
limestones in the Eocene flysch of Istria (Croatia). Giorn. Geol., v. 60, pp. 219-234,
Bologna.
WIGNALL P.B. & SIMMS M.J. (1990) – Pseudoplankton. Palaeontology, v. 33, part. 2, pp.
359-378, Londra.
WOODBORNE M. W., ROGERS, J. & JARMAN, N. (1989) - The geological significance of
kelp-rafted rock along the West Coast in South Africa. Geo-Mar. Lett., v. 9, pp.109-118,
New York.
35

Natura Nascosta Numero 31 Anno 2005 pp.36-47 Figure 14
GROTTE DEL FRIULI SCOPERTE NEGLI ANNI 1984-1997
Maurizio Tentor
Riassunto: - Vengono presentati otto rilievi di grotte scoperte o revisionate nel Friuli
(comuni di Enemonzo Chiusaforte, Resia e Paularo) durante gli anni 1984-1997 dal Gruppo
Speleologico Monfalconese Amici del Fante.
Introduzione
Con questo articolo prosegue il contributo fornito dal Gruppo Speleologico
Monfalconese A. d.Fante al catasto Friuli con il reperimento di cavità scoperte,
esplorate o revisionate negli anni che vanno dal 1984 al 1997 e la pubblicazione
delle descrizioni corredate dai relativi rilievi.
Bibliografia di riferimento
Gherlizza F. (2000) – Nuove grotte del Friuli anni 1993-1996 (dalla 2896Fr – 5196 Reg
alla 3388 Fr – 5940 Reg. Quaderni del Catasto Regionale delle grotte del Friuli Venezia
Giulia, pp. 1-144, Trieste.
Muscio G. (2004) – Elenco catastale delle cavità delle Prealpi Carniche. In: Il fenomeno
carsico delle Prealpi Carniche (Friuli), Mem. Ist. It. Spel. s.II, vol. XV, pp.97-111, Udine.
Fig. 1 – La “conca” dove si apre la grotta dei Capelli.
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Grotta presso il Monte Lovinzola (4180/2362 FR)
La grotta (Fig. 2), rilevata nell’agosto del 1984, si trova alla quota di 1790 m sul
livello marino nel comune di Enemonzo, identificabile su IGM 1:25000
F.13II°S.E. Villa Santina con Latitudine 46°22' 12” e Longitudine 0° 27' 43”. La
cavità si presenta con una vasta apertura e con il fondo coperto da grossi massi e da
sfasciume. Su un lato una piccola apertura immette in una saletta il cui fondo è
composto da detrito che rende impraticabile il proseguimento.
Fig. 2 - Rilievo della Grotta presso il Monte Lovinzola.
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Grotta Sesamo (5323/2960 FR)
La grotta (Fig. 3), rilevata nel settembre del 1993, si trova alla quota di 1540 m
sul livello marino nel comune di Paularo, identificabile su CTR 1:5000 Elemento
032033 Zuc della Guardia con Latitudine 46° 33' 57”,7 e Longitudine 13°10' 34”,6.
La cavità si apre nel calcare del devonico sul fianco di un torrentello.
Fig. 3 - Rilievo della Grotta Sesamo.
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Grotta del Ffoz (5874/3326 FR)
La cavità (Fig. 4), scoperta nell’agosto del 1996, si trova alla quota di 2100 m
sul livello marino nel comune di Resia, identificabile su CTR 1:5000 Elemento
050023 Monte Canin con Latitudine 46° 22' 07",3 e Longitudine 13° 26' 10",5. La
cavità inizia con un pozzo circolare di circa 14 m a cui ne segue un secondo di 8,7;
m, qui si divide in due parti, una immette in uno scivolo di ghiaccio che dopo breve
ostruisce il passaggio, mentre seguendo l’altro ramo si arriva ad un pozzo profondo
14,3 m a cui ne succede un altro di 11 m. La grotta termina con un ampio salone il
cui fondo è ricoperto da ghiaccio e detriti.
Fig. 4 - Rilievo della Grotta del Ffoz.
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Grotta dello Stivale (5875/3327 FR)
La grotta (Fig. 5), scoperta nell’agosto del 1996, si apre alla quota di 2090 m sul
livello marino nel comune di Resia, identificabile su CTR 1:5000 Elemento 050023
Monte Canin con Latitudine 46° 22' 08",2 e Longitudine 13° 26' 09",1. La cavità
verticale è composta da un unico pozzo. Il fondo è coperto da detrito e non si
intravede alcuna possibilità di ulteriore sviluppo.
Fig. 5 - Rilievo della Grotta dello Stivale.
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Grotta della Pendola (5876/3328 FR)
La grotta (Fig. 6), scoperta nell’agosto del 1996, si trova alla quota di 2105 m
sul livello marino nel comune di Resia, identificabile su CTR 1:5000 Elemento
050023 Monte Canin con Latitudine 46° 22' 06",8 e Longitudine 13° 26' 07",7.
L'ingresso è impostato su frattura con direzione Nord-Sud. La cavità è composta da
due pozzi in sequenza ed il fondo è ricoperto da ghiaccio e detriti.
Fig. 6 - Rilievo della Grotta della Pendola.
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Grotta del Tubo (5877/3329 FR)
La cavità (Fig. 7), scoperta nell’agosto del 1996, si trova alla quota di 2142 m
sul livello marino nel comune di Resia, identificabile su CTR 1:5000 Elemento
050023 Monte Canin con Latitudine 46° 22' 04",7 e Longitudine 13° 26' 10",7. Il
pozzo d’ingresso è di forma circolare e dopo 18 m termina in un nevaio. A 11 m
dal fondo, una finestra porta ad un secondo pozzo di 11 m sul fondo del quale un
cunicolo immette in un piccolo meandro e, dopo un salto di circa 2 metri, si arriva
alla parte finale della grotta il cui fondo è ricoperto da detrito.
Fig. 7 - Rilievo della Grotta del Tubo.
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Grotta dei Capelli (6011/3431 FR)
La grotta (Fig. 8-13), scoperta nel settembre del 1997, si trova alla quota di
1891 m sul livello marino nel comune di Chiusaforte, identificabile su CTR 1:5000
Elemento 050024 Stretti con Latitudine 46° 22' 32",8 e Longitudine 13° 26' 09",8.
L'ingresso è costituito da una fessura di 30 x 50 cm la quale immette in un pozzo di
9 m al quale fanno seguito un saltino di 2 m ed una piccola risalita di 1,5 m oltre
alla quale si trova uno stretto cunicolo. Superatolo, si giunge ad un altro salto di 2
m seguito da un ulteriore cunicolo che immette in un pozzo di 15 m alla cui base si
apre un pozzo, di circa 7 m, sul cui fondo si apre una stretta fessura che lo rende
comunicante con l'ultimo pozzo di 29 m. Qui, scendendo ancora un breve salto si
trova un meandro, esplorato fino ad un’ennesima strettoia, nella quale è avvertibile
una fortissima corrente d'aria. Attualmente la grotta è ancora in fase di
esplorazione.
Fig. 8 – L’ingresso della Grotta dei Capelli.
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Fig. 9 – Piccolo slargo prima dell’ingresso in una strettoia.
44
Fig. 10 – La strettoia.

Fig. 11 – Il pozzo di 29 metri.
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Fig. 12 – In prossimità della
strettoia recentemente aperta ed
ancora in fase di esplorazione.

Fig. 13 - Rilievo della Grotta dei Capelli.
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Grotta del Re (6012/3432 FR)
La grotta (Fig. 14), scoperta nell’agosto del 1997, si apre alla quota di 1940 m
sul livello marino nel comune di Chiusaforte, identificabile su CTR 1:5000
Elemento 050024 Stretti con Latitudine 46° 22' 29",7 e Longitudine 13° 25' 40",6.
La cavità è composta da un unico e stretto cunicolo che termina con una saletta.
Fig. 14 - Rilievo della Grotta del Re.
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INDICE
KARSELLA E KERAMOSPHAERINA (FORAMINIFERI):
PRIMO RINVENIMENTO IN UN INCLUSO
PALEOCENICO NEL FLYSCH EOCENICO
PRESSO VIGANT (NIMIS, UDINE)
OCCURRENCE OF KARSELLA AND KERAMOSPHAERINA (FORAMINIFERIDA) IN
A CLAST OF PALEOCENE AGE CONGLOBATED IN THE EOCENE FLYSCH NEAR
VIGANT (NIMIS, UDINE, NE ITALY)
M. Tentor e S. Venturini pag. 1
L’EVENTO A KERAMOSPHAERINA TERGESTINA:
CONSIDERAZIONI BIO-CRONOSTRATIGRAFICHE
THE KERAMOSPHAERINA TERGESTINA EVENT:
BIO-CHRONOSTRATIGRAPHIC ASPECTS.
S. Venturini pag. 15
PSEUDOPLANCTON ED ASSOCIAZIONI FAUNISTICHE
CONNESSE ALLA CADUTA DI LEGNO SUL FONDO MARINO:
ALCUNE IDEE
G. Tunis, A. Tarlao e S. Venturini pag. 23
GROTTE DEL FRIULI SCOPERTE NEGLI ANNI 1984-1997
M. Tentor pag. 36
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