Stratigrafia fisica ed analisi di facies della formazione marnoso-arenacea, affiorante fra la valle Santerno e la valle Savio (Langhiano-Serravalliano, Appennino settentrionale, Italia)

Abstract

Questo lavoro ha avuto come oggetto la stratigrafia e l’analisi di facies di un intervallo di circa 2.500 m di spessore nei depositi torbiditici della successione stratigrafica langhiana e serravalliana della Formazione Marnoso-arenancea (FMA). Seguendo le orme del lavoro di Ricci Lucchi & Valmori (1980), la correlazione stratigrafica ad alta risoluzione è stata realizzata attraverso la misura di sette sezioni stratigrafiche fra le valli del Santerno e del Savio per un totale di 6.715 m. I risultati di questo lavoro mostrano chiaramente come la stratigrafia e l’ambiente deposizionale della Fm. Marnoso-arenacea siano molto più complessi di quelli proposti nei lavori precedenti. Questa complessità è dovuta, principalmente, all’influenza che la tettonica, legata l’evoluzione del bacino, ha avuto sulla distribuzione delle facies. La storia evolutiva della successione sedimentaria della Formazione Marnoso-arenacea, infatti, è strettamente legata alla propagazione dei fronti compressionali verso NE che portano alla progressiva chiusura del bacino di avanfossa. Nella FMA, perciò, si registra una forte interazione tra strutture a vergenza appenninica e apporti sedimentari diretti verso sud-est. Le analisi stratigrafico-sedimentologiche all’interno dell’intervallo studiato hanno permesso di individuare cinque (5) unità stratigrafiche informali (Unità I, II, III, IV e V). Queste unità sono state differenziate principalmente in funzione del controllo strutturale messo in evidenza dalla presenza di alti strutturali e depocentri e dalla progressiva comparsa e scomparsa di determinati tipi di strati che registrano un’intergioco tra efficienza del flusso e fisiografia del bacino. Più precisamente, l’Unità I è stata misurata soltanto nella porzione più distale (sezioni D, E ed F) e ha uno spessore di circa 240m. Il passaggio all’unità soprastante è marcata da un controllo tettonico che cambia drasticamente la sedimentazione. L’unità II, infatti, presenta una grande variazione di spessore che va da circa 50 m, nella sezione più prossimale B al di sopra del Caotico di Acquadalto, a circa 230 m nella sezione D. L’unità III, invece, è deposta durante la massima espansione del bacino dove la grande maggioranza degli strati possono essere correlati regionalmente per circa 30x120 Km (Ricci Lucchi & Valmori, 1980 e Amy & Talling, 2006). L’Unita IV, a sua volta, è caratterizzata da un più evidente ritorno dell’attività tettonica, rappresentata principalmente dall’innalzamento dalla porzione più distale (vedasi sezione F nella zona di Verghereto). Il registro più significativo relativo alla chiusura del bacino avviene proprio al passaggio di questa unità all’Unità V con la deposizione dei caotici di Casaglia e Nasseto, considerati qui tempo equivalente come già suggerito da Ricci Lucchi (1981 e 1986) e Lucente & Pini (2002). In questo periodo l’alto a sud, ubicato nella zona di Verghereto, diventa sempre più accentuato e i sedimenti torbiditici del sistema Firuenzola (nel senso di Mutti et al., 2002), depositati più a nord, passano sottocorrente alle Marne di Verghereto. Queste marne che vengono deposte al di sopra di questo alto strutturale a partire del caotico di Nasseto, cioè nel Serravalliano superiore (Amorosi, 1987), sono oggi preservate a causa di un’importante faglia diretta caratterizzata da un rigetto di circa 600 m. Questa faglia e il relativo rigetto sono stati individuati in questo lavoro grazie soprattutto allo studio stratigrafico effettuato. In questo periodo, inoltre, a causa di questo alto, il depocentro viene forzato a spostarsi verso nordest, cioè nella zona più esterna dove è ubicata la sezione G. Queste cinque unità stratigrafiche, come detto prima, registrano la progressiva chiusura del bacino e sono influenzate dall’alto di Verghereto, soprattutto durante la deposizione delle unità stratigrafiche più sommitali IV e V. Quest’ultima unità nella sezione B nella Valle del Senio, che è spessa quasi 2.000 metri, raggiunge il sistema di Firenzuola che insieme al sistema del Paretaio, nella Valle del Santerno, preannunciano il passaggio ai sistemi misti di Fontanelice e Sarsina (nel senso di Mutti et al., 2002 e Roveri et al., 2002). Questa tettonica compressiva, perciò, ha avuto un ruolo importante nel controllare il tipo di facies e facies tract della FMA attraverso la formazione di depositi relativamente più complessi rispetto a quelli dei modelli classici presenti in letteratura. Fra i circa 8.000 strati descritti e misurati, i cinque tipi di strati e relativi facies tract (nel senso di Mutti, 1992) considerati particolarmente rappresentativi di questa interazione sono: 1) Strati tripartiti da spessi a molto spessi caratterizzati da unità intermedie a slurry, che passano sottocorrenti in modo brusco a strati sottili d’arenaria molto fine laminata. 2) Strati tripartiti molto spessi caratterizzati da un’unità caotica intermedia tipo slump. Questi strati, come quelli tipo 1, passano sottocorrente in modo brusco a strati sottili d’arenaria molto fine laminata. 3) Strati gradati da spessi a molto spessi d’arenaria media e fine con una spessa unità pelitica sommitale, generalmente caratterizzati da un’aumento di spessore sottocorrente e da evidenti cambi di paleocorrenti rispetto a quelle basali indicate dalle strutture di fondo. 4) Strati gradati da spessi a medi caratterizzati soprattutto da arenaria medie e fini che diventano progressivamente più fini e sottili sottocorrente. 5) Strati sottili di arenaria molto fine. Essi sono presenti specialmente nelle zone più distali o nei pressi di alti topografici. In particolare, gli strati tripartiti del tipo 1 sono interpretati essere legati ad intensi fenomeni di erosione seguiti da decelerazioni relativamente brusche, gli strati di tipo 2, invece, sono visti legati più direttamente ad un controllo tettonico mentre gli strati tipo 3 e 5 vengono interpretati come il prodotto di processi di rebound e ponding. Il controllo strutturale nella formazione di tutti questi tipi di strati, a parte gli strati tipo 4 che sono deposti da flussi che decelerano nel tempo e nello spazio in modo più uniforme, è qui considerato di fondamentale importanza.

This work presents the stratigraphy and facies analysis of an interval of about 2,500 metres in the Langhian and Serravallian stratigraphic succession of the foredeep turbidites of Marnoso-arenacea Formation. High-resolution stratigraphic analysis was made by measuring seven stratigraphic logs between the Sillaro and Marecchia lines for a total thickness of about 6,700 metres. The results of this work show that the stratigraphy and depositional setting of the Marnoso-arenacea Fm. was deeply influenced by syn-depositional structural deformation. As a result, the vertical stacking pattern of the Marnoso-arenacea actually records a close interaction between thrust propagation towards the NE and deposition from turbidity currents flowing towards the SE, i.e. parallel to the thrust front. In fact, the stratigraphic succession under study was subdivided into five informal stratigraphic units (I, II, III, IV, V) particularly on the basis of the formation of structurally controlled topographic high and depocentres. The Unit I has only been identified in the southern part of the studied area (logs D, E and F) and has a thickness of about 240 metres. The Unit II has a basal boundary marked by an important surface related to a tectonic control that drastically changes the sedimentation conditions. This unit in the northern zone is relatively thin, with a total thickness of around 60 m in the Senio Valley (log B ). In the more southern zone (Bidente Valley, log D), on the contrary, the thickness is about 230 m, thus highlighting the formation of an important depocentre. This basin physiography is associated to the north (logs A, B and C) with a tectonic uplift able to generate the Acquadato chaotic unit (mass transport complex) whose origin depends more probably on the propagation of the Monte Castellaccio thrust (see also Lucente, 2004). The Unit III shows a relatively scarce tectonic activity. At this time due to this relatively quiescent tectonic activity, the foredeep basin reached its maximum extension. The bed at the base of this unit (bed 138) corresponds to the A1 bed of Ricci Lucchi and Valmori (1980), and marks the first deposit that can be regionally correlated above the Acquadalto Chaotic unit. The basin’s relative tectonic stability allows the formation of beds characterized by such great tabularity and lateral extension that the single beds can be traced for an area of about 120x30 Km (Ricci Lucchi and Valmori, 1980; Amy and Talling; 2006). The Unit IV marks an increase of tectonic activity with the formation of an unmistakable depocentre in the northern zones, mainly in the Lamone (log C) and Senio (log B) valleys. More precisely, the thickness of this stratigraphic unit in log B is about 800 m while in log F it is about 550 m with, therefore, a thinning gradient of 5.5m/km, which is about nine times greater than Unit III, showing the progressive uplifting of the basin’s southern portion that led also to the formation of the Susinello chaotic unit. The basal boundary of the Unit IV is marked by the presence of the Casaglia and Nasseto chaotic units, that are considered here as time-equivalent, as already suggested by Ricci Lucchi (1981 and 1986). This tectonic control of the sedimentation is clearly observed where the thick beds in the more westerly proximal zone (Fiorenzuola System di Mutti et al, 2002) pass downcurrent into very thin beds associated with the Verghereto Marl. This Marl is deposited above a structural high beginning from the Nasseto chaotic unit, i.e. upper Serravallian (Amorosi, 1987) and today is preserved by erosion thanks to an important normal fault with NW-SE direction and a dip slip of about 600 m. In that time, related of that high, the depocentre is forced to shift toward northeaster external zones (log G). These five stratigraphic units, therefore, record the progressive closure of the foredeep, due to the northeastward propagation of the various thrust sheets and are strongly influenced by the Verghereto high, particularly during the deposition of the upper units IV and V. Each unit, moreover, was singled out thanks also to the progressive appearance and disappearance of five types of bed and thus as particularly significative facies tracts, since they are believed to be strongly related to an interaction between flow efficiency and basin physiography. The five types of bed and thus the facies tract distinguished are: Type 1 bed: Thick [30 cm < H (bed thickness) < 100 cm] to very thick (H > 100 cm) tripartite beds characterized by internal slurry unit that pass downcurrent into thin and fine-grained beds relatively suddenly. These beds are interpreted as related to relatively sudden decelerations of mud-rich turbidity currents. Type 2 bed: Very thick (H >> 100 cm) tripartite beds characterized by an internal slump-type chaotic unit. These beds pass downcurrent into thin and fine-grained beds in a sudden way. These beds are found at the base of structural controlled stratigraphic units and are here interpreted as elements indicating tectonic uplift. Type 3 bed: Thick (30 cm < H < 100 cm) to very thick (H >> 100 cm) fine-grained beds capped by a thick mudstone unit generally characterized by an increase in thickness downcurrent. These beds are interpreted as associated with rebound and ponding processes. Type 4 bed: Medium (10 cm < H < 30 cm) to thick (30 cm < H < 100 cm) fine-grained beds that become progressively finer and thinner downcurrent due to deposition from depletive waning turbidity currents. Type 5 bed: Thin to very thin (H < 10 cm) fine-grained beds characterized by combined flow structures associated with reflection and ponding processes. These are present especially in distal zones or near topographic highs. The lateral geometries of these types of bed are quite different. Type 1 and 2 beds pass downcurrent into thin and fine-grained beds in a relatively abrupt way (see also Amy and Talling, 2006), while type 3 beds tend either to thicken or to maintain more or less the same thickness downcurrent. Type 4 beds on the other hand tend to become progressively thinner and finer downcurrent whereas type 5 beds tend to be present only in more distal zones and above or in proximity of topographic highs. In conclusion, type 1 and 2 tripartite beds characterized by intermediate slurry and chaotic unit respectively, thick type 3 beds, related to rebound and ponding processes, and type 5 beds are here considered particularly diagnostic in identifying the structurally-controlled depocentres and consequently the five informal stratigraphic units singled out in the stratigraphic succession studied.