boenzi et al '04

RIASSUNTO

L’alta Val d’Agri è un bacino intermontano di origine tettonicaubicato lungo la zona assiale della catena sudappenninica. Diversistudi sono stati dedicati ai caratteri morfostrutturali e tettonici delsettore nord-orientale dell’alta valle, affetto in maniera vistosa dallestrutture della deformazione fragile quaternaria. In particolare, ènoto che l’evoluzione del fianco orientale è legata alla riattivazionemediopleistocenica, in regime estensionale, di faglie bordiere già at-tive nel Pleistocene inferiore come strutture trascorrenti con sensodi taglio sinistro. Evidenze di attività tettonica recente lungo taleversante sono testimoniate da paleosuoli fagliati con età 14C compre-sa tra 40.000 e 20.000 anni.

Poche osservazioni sono invece disponibili per il bordo sud-oc-cidentale della valle. Nel presente lavoro sono forniti sia valori deitassi di sollevamento riferiti a livelli di base locali o correlati a movi-menti verticali a scala regionale e computati sulla base dell’indivi-duazione di indicatori morfotettonici e relativa età e distribuzione indifferenti fasce altimetriche, che stime riguardanti l’entità dei rigettidelle faglie perimetrali. Lungo il bordo sud-occidentale dell’alta Vald’Agri sono state infatti riconosciute antiche superfici di spianamen-to poligeniche distribuite in diversi ordini ed a diverse altezze. L’am-pia distribuzione areale delle paleosuperfici più antiche ha mostratoil loro carattere regionale, diversamente da quello locale per le piùrecenti. L’elemento morfologico più antico è rappresentato dai lembidi un paesaggio erosionale relitto, posto in posizione sommitale neiMonti della Maddalena, appartenente alla «Paleosuperficie Auctt.», acui viene attribuita un’età compresa tra il Pliocene superiore ed ilPleistocene inferiore. I lembi della paleosuperficie sono sospesi ri-spetto all’attuale livello di base locale a quote superiori ai 1300 metris.l.m.; la presenza di raccordi morfologici concavi e di depositi detri-tici sospesi lungo alcuni versanti di faglia regolarizzati e di anomaliedel reticolo idrografico denunciano l’esistenza di altri tre ordini disuperfici relitte.

Il sollevamento tettonico è stato registrato anche dai corsi d’ac-qua tributari del Fiume Agri, che mostrano anomalie dei profili lon-gitudinali e salti non legati a morfoselezione. Il riconoscimento ed ilconfronto dei diversi indicatori geomorfologici e geologici ha per-messo di valutare con un buon grado di precisione l’entità del solle-vamento durante il Quaternario.

La realizzazione di profili morfometrici corredati da dati strut-turali ha consentito di stimare l’entità della dislocazione di alcunesuperfici erosionali, consentendo di calcolare il tasso di sollevamen-to locale (local uplift rate), che si attesta su valori medi di 0,6 mm/a,in buon accordo con altri settori dell’Appennino meridionale. Poichéil rigetto morfologico risulta quasi interamente generato lungo le fa-glie bordiere della valle, si ritiene probabile per queste un tasso di at-tività (slip rate) corrispondente: i calcoli forniscono stime compresetra 0,5 e 0,8 mm/a nel corso del Pleistocene inferiore e medio. Utiliz-

zando gli stessi marker geomorfologici è stato calcolato anche il tas-so di sollevamento complessivo dell’area assiale di catena (regionaluplift rate) che fornisce un valore medio di 1 mm/a.

L’analisi dei tassi di sollevamento suggerisce che la maggiorealiquota di energia del rilievo sia stata acquisita grazie all’attivitàdelle faglie bordiere, che si protrae fino all’attuale come testimoniatodai paleosuoli recenti fagliati e dall’elevata sismicità dell’area. La ve-locità di deformazione lungo i piani di taglio che interessano i paleo-suoli più recenti, calcolata in maniera assai conservativa e parcelliz-zando il rigetto complessivo metrico nell’arco di un intervallo ditempo di circa 10-15 ka, appare tuttavia decisamente minore (circa0.1 mm/a).

TERMINI CHIAVE: morfotettonica, superfici di spianamento,tassi di sollevamento, velocità di deformazione, Vald’Agri (Appennino meridionale, Italia).

ABSTRACT

Morphostructural evolution and uplift rates of the westernside of the upper Agri River valley, southern Apennines, Italy.

Geomorphic and tectonic features from the western flank of theupper Agri River valley in the southern Apennines have been exam-ined to determine regional and local uplift rates in the geodynamicframework of southern Italy. The high valley is a NW-SE trendingfault-bounded intermontane basin located in the Lucanian segmentof the southern Apennines, along the axial zone of the chain. Thebasin has an area of about 540 km2 large (a little more than 1/3 ofthe whole catchment basin) and formed during Quaternary times.Tectonics has strongly controlled both geomorphological and sedi-mentary evolution of the basin up to the present. As a matter of fact,the valley has been affected by large earthquakes such as the 1857Basilicata earthquake and the basin floor is filled by middle-upperPleistocene faulted alluvial deposits.

On the grounds of recent geomorphological and structural stud-ies (DI NIRO & GIANO, 1995; GIANO et alii, 1997; 2000; SCHIATTA-RELLA et alii, 1998; CELLO et alii, 2000) the valley appears to be amore complex structure than an extensional graben or than a simplepull-apart basin as suggested by some authors. In any case, the lastgeneration of lineations on fault planes documents an extensionalregime with a NE-SW tensile axis. Such a tectonic regime persistsuntil the present day, as inferred by the regional seismicity and insitu stress measurements (AMATO & SELVAGGI, 1993; AMATO &MONTONE, 1997) and as proved by the occurrence of palaeosolsaffected by normal faulting (GIANO et alii, 2000).

The pre-Quaternary bedrock is constituted of Mesozoic-Ceno-zoic shallow-water and slope carbonates (Monte Marzano-Monti dellaMaddalena Unit, after BONARDI et alii, 1988b), prevalently outcrop-ping along the western side of the basin, thrust over coeval pelagicsuccessions (Lagonegro units, SCANDONE, 1975; PESCATORE et alii,1999) which crop out mainly along the eastern flank. Toward theeast and south-east the bedrock is formed by Tertiary siliciclasticsediments (Albidona Fm, Gorgoglione Flysch) which occupy thesouthern part of the high valley (CARBONE et alii, 1991).

The Quaternary sediments are entirely constituted of continen-tal clastics, represented by lower to upper Pleistocene slope coarse-grained deposits, which form coalescent fans along the flanks of thebasin, and by middle Pleistocene alluvial deposits («Complesso Val

Boll. Soc. Geol. It., 123 (2004), 357-372, 13 ff., 1 tav. f.t.

Evoluzione geomorfologica polifasica e tassi di sollevamento del bordosud-occidentale dell’alta Val d’Agri (Appennino meridionale) (*)

FEDERICO BOENZI (1), DOMENICO CAPOLONGO (1), GIULIA CECARO (1), ENZO D’ANDREA (2),SALVATORE IVO GIANO (3), MAURIZIO LAZZARI (4) & MARCELLO SCHIATTARELLA (2)

(*) Lavoro eseguito e stampato con fondi di Ateneo ex-60% 2001(Università di Bari, resp. Prof. F. Boenzi; Università della Basilicata,resp. Prof. M. Schiattarella).

(1) Dipartimento di Geologia e Geofisica, Università di Bari,Bari.

(2) Dipartimento di Scienze Geologiche, Università della Basili-cata, Potenza.

(3) Di.S.G.G., Università della Basilicata, Potenza.(4) C.N.R.-I.B.A.M., Lagopesole (Pz).

d’Agri», DI NIRO et alii, 1992) in the plain. Since the plain is deeplydissected by recent fluvial erosion, it is possible to observe, at severalpoints, more than 100 m of the alluvial sequence. The age of theQuaternary sediments has been deduced by correlating some mor-phostratigraphic features of the upper Agri valley with the post-Sici-lian features from the nearby Sant’Arcangelo Pliocene-Pleistocenebasin (DI NIRO et alii, 1992).

Four orders of polygenic landsurfaces, of which relics are wellpreserved along the water divide and suspended on the present val-ley floor, are recognizable in the high valley. Two of them are ero-sional (S1 and S2) whereas the lower ones (S3 and S4) are bothdepositional and erosional. According to previous regional interpre-tations (BRANCACCIO et alii, 1991; SANTANGELO, 1991; AMATO &CINQUE, 1999; SCHIATTARELLA et alii, 2003a), the ages of these land-surfaces are included in a time span ranging from 1.8 to 0.125 Ma. Amore ancient landsurface, probably sculptured during late Pliocenetimes, can be also recognized in the neighbouring areas of the Cam-pania-Lucania Apennines.

Using geomorphic features of this kind, and Pleistocenedeposits involved in the genesis of erosional and depositional land-surfaces, a set of uplift rates has been calculated for the westernflank of the valley. The values of the Quaternary local uplift ratesmay vary from a minimum of 0.3 mm/yr to a maximum of about 1mm/yr whereas the values of the regional uplift rate are always equalor higher than 1 mm/yr in the last 1.2 Ma. All these data are in goodagreement with those from other areas of southern Apennines(AMATO, 2000; SCHIATTARELLA et alii, 2003a). Due to high slip rateson fault planes (0.5 to 0.8 mm/yr in the 1.2-0.73 Ma time span) themajor part of the relief energy can be ascribed to the activity ofbasin-border faults. Yet, the local morphostructural offsets have tobe coupled with the regional uplift of the orogen to reach the totalamount of Quaternary uplift. An acceleration of the local componentof vertical motion starting from the early-middle Pleistocene can bealso deduced. It is noteworthy that during late Pleistocene toHolocene times the same fault system was characterized by stronglyreduced slip rate of up to 0.1 mm/yr.

KEY WORDS: morphotectonics, erosional landsurfaces, upliftrates, slip rates, Val d’Agri (southern Apennines, Italy).

INTRODUZIONE E METODI

Gli studi sull’evoluzione morfotettonica di catenemontuose recenti come l’Appennino meridionale sono in-dirizzati con interesse crescente alla determinazione deitassi di sollevamento e di erosione di un orogene (SUM-MERFIELD, 1991; WESTAWAY, 1993; BARTOLINI, 1999;AMATO, 2000; BURBANK & ANDERSON, 2001; SCHIATTA-RELLA et alii, 2003a, 2003b), necessari peraltro ai fini diuna corretta collocazione della storia deformativa a scalaregionale in scenari geodinamici coerenti. Simili datisono stati ottenuti in questo lavoro nell’area della Vald’Agri – e segnatamente lungo il bordo sud-occidentaledell’alta valle – sulla base dell’indagine morfostrutturaledi elementi del paesaggio utilizzati per la stima delle velo-cità di sollevamento, come le superfici sub-orizzontalierosionali e deposizionali sospese rispetto all’attuale livel-lo di base dell’erosione.

L’evoluzione geomorfologica di un paesaggio in ter-mini davisiani prevede che un periodo di stasi o di ral-lentamento del sollevamento di una catena montuosanel corso della sua strutturazione possa favorire la na-scita di un paesaggio entro cui siano modellate superficidi spianamento, evidentemente destinate a divenire re-litte al variare del livello di base. La genesi e l’evoluzionedelle superfici di spianamento, a diverse scale e in diffe-renti contesti morfoclimatici, sono state oggetto di stu-dio fin dai primi anni del novecento, ma solo nella se-conda metà del secolo è stato definito il loro significatoin seno all’evoluzione tettonica e/o isostatica di aree cra-toniche (SUMMERFIELD, 1991, cum bibl.) e, in minore

misura – a causa della difficoltà di approccio metodolo-gico – di aree orogeniche (KENNAN et alii, 1997; AMATO

& CINQUE, 1999; COLTORTI & OLLIER, 2000; CASAS-SAINZ & CORTÉS-GARCIA, 2002; SCHIATTARELLA et alii,2003a, 2003b).

L’interpretazione genetica di una superficie di spiana-mento relitta avviene attraverso l’analisi della distribuzio-ne nello spazio e la verifica dei caratteri morfologici tipicidi un paleopaesaggio erosionale, in genere – ma nonesclusivamente – di origine subaerea (WIDDOWSON, 1997)inserito in uno specifico contesto morfoclimatico. Ciò hacondotto alla formulazione di numerose terminologie perindicare paleosuperfici geneticamente e cronologicamen-te diverse tra loro, quali peneplain, pediplain, etchplain,palaeoplain, definite comunque a scala della catena. Alfine della correlazione temporale tra la successione deglieventi morfogenetici e la storia degli eventi deformativiche si sono succeduti in un’area di catena appare impor-tante, ad esempio, attribuire un’età sufficientemente vin-colata alla superficie di spianamento (WATCHMAN & TWI-DALE, 2002). Depositi recenti utilizzati come markercrono- e morfostratigrafici e alcune tecniche di datazioneassoluta devono, a tal fine, essere impiegati come elemen-ti datanti in maniera integrata rispetto ai marker geo-morfologici.

Una superficie di spianamento può essere uniforme-mente distribuita e preservata sia in aree cratoniche sia avarie altezze lungo margini passivi interessati da rifting(PARTRIDGE & MAUD, 1987). Diversamente, lungo i mar-gini attivi queste morfologie relitte sono ridotte – a causadell’interazione tra processi esogeni ed endogeni – in lem-bi relitti, dislocati e sospesi, a quote diverse. Rientrano,tra le altre, in questa tipologia le paleosuperfici neogeni-co-quaternarie dell’Appennino (BARTOLINI, 1999; BRAN-CACCIO et alii, 1991; AMATO & CINQUE, 1999; COLTORTI &PIERUCCINI, 2000; BOSI, 2002; SCHIATTARELLA et alii,2003a) e quelle mio-plioceniche della Francia meridionale(CHAMPION et alii, 2000) ed eo-mioceniche della CatenaIberica centrale (CASAS-SAINZ & CORTÉS-GARCIA, 2002).

L’area prescelta nel presente lavoro per lo studio delladistribuzione ed età delle paleosuperfici di un’area rap-presentativa e sufficientemente estesa dell’Appennino me-ridionale coincide con il settore sud-occidentale dell’altaVal d’Agri (Monti della Maddalena, fig. 1), una depressio-ne strutturale quaternaria ampia circa 540 km2. La distri-buzione plano-altimetrica di alcune generazioni di super-fici di spianamento relitte è stata confrontata con laquota sul livello del mare delle anomalie – non legate amorfoselezione – del profilo longitudinale dei corsi d’ac-qua principali. Il riconoscimento di diverse generazioni disuperfici di spianamento poligeniche in un intervallo trail Pliocene superiore e il Pleistocene superiore distribuitein lembi relitti e sospese a varie altezze sul livello delmare, dalla sommità dei rilievi fino al fondovalle, ha per-messo di definire le tappe morfoevolutive di questo setto-re del bacino in seno all’evoluzione tettonica della zonaassiale della catena sud-appenninica nel corso del Quater-nario. Alcune di esse mostrano una buona correlazionecon elementi del paesaggio diffusi a livello regionale («Pa-leosuperficie» Auctt.), mentre altre presentano un caratte-re tipicamente locale (sensu CINQUE, 1992). Diversi profilimorfometrici corredati da dati geologico-strutturali han-no permesso, infine, di calcolare l’entità dei tassi di solle-vamento riferiti a livelli di base locali o a movimenti verti-cali a scala regionale.

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EVOLUZIONE GEOMORFOLOGICA POLIFASICA E TASSI DI SOLLEVAMENTO 359

Fig. 1 - Schema geologico del bordo occidentale dell’alta Val d’Agri. Nel riquadro in alto schema geologico dell’Appennino meridionale.LEGENDA: 1) sedimenti plio-quaternari e vulcaniti quaternarie; 2) depositi sinorogeni miocenici; 3) unità interne ofiolitifere cretacico-oligo-ceniche (Unità Liguridi); 4) carbonati meso-cenozoici della Piattaforma campano-lucana; 5) successioni triassico-mioceniche del Bacino diLagonegro; 6) carbonati meso-cenozoici della Piattaforma Apula; 7) edifici vulcanici; 8) fronte di sovrascorrimento della catena.– Geologic sketch map of the western flank of the upper Agri River valley. In the frame: geological sketch map of the southern Apennines. LEGEND:1) Plio-Quaternary sediments and Quaternary volcanics; 2) Miocene syntectonic deposits; 3) Cretaceous to Oligocene ophiolite-bearing internal units(Ligurian Units); 4) Meso-Cenozoic shallow-water carbonates of the Campania-Lucania platform; 5) Triassic to Miocene shallow-water and deep-seasuccessions of the Lagonegro basin; 6) Meso-Cenozoic shallow-water carbonates of the Apulian platform; 7) volcanoes; 8) thrust front of the chain.

INQUADRAMENTO GEOLOGICO E MORFOTETTONICODELL’APPENNINO LUCANO E DELL’ALTA VAL D’AGRI

La catena sudappenninica (fig. 1) è costituita in granparte da unità tettoniche derivate dalla deformazionedel paleomargine mesozoico-terziario africano, che co-stituiscono l’ossatura geologica del segmento lucano(PESCATORE et alii, 1999, cum bibl.), e in misura minoreda coperture oceaniche tetidee giurassico-oligoceniche,localmente associate a rocce di basamento (gabbri, ba-salti, serpentiniti, gneiss), presenti in Cilento (MAURO &SCHIATTARELLA, 1988; BONARDI et alii, 1988a) ed in Lu-cania meridionale (KNOTT, 1987; MONACO & TORTORICI,1995). La deformazione oligo-miocenica, a vergenzaadriatica, di tali unità tettoniche è stata accompagnatadalla sedimentazione di potenti cunei clastici miocenicie pliocenici, a tetto di unità a dominante argillosa creta-cico-oligoceniche di attribuzione tettonica e/o paleogeo-grafica talora incerta. Le differenti unità tettoniche deri-vanti dal margine passivo mesozoico che compongonol’Appennino lucano sono costituite sia da successioni dipiattaforma carbonatica («Piattaforma Appenninica» inMOSTARDINI & MERLINI, 1986, o campano-lucana inD’ARGENIO et alii, 1973) che di bacino pelagico («Bacinodi Lagonegro», SCANDONE, 1975). La porzione più ester-na dell’Appennino lucano è caratterizzata dall’estesapresenza dei sedimenti dell’avanfossa plio-pleistocenica(«Fossa bradanica», LAZZARI & PIERI, 2002, cum bibl.).

Lungo il fronte orientale della catena nel tratto lucanosono state documentate evidenze di attività compressivarecente, come nella zona di Tricarico (PIERI et alii, 1997)e del Vulcano del Monte Vulture (BENEDUCE & SCHIATTA-RELLA, 1997). La porzione assiale dell’orogene è invece in-teressata dalla tettonica estensionale plio-quaternaria,come documentato dalle evidenze geomorfologiche estrutturali (ORTOLANI et alii, 1992), dalla sismicità (AMA-TO & SELVAGGI, 1993) e dalle misure di stress in situ(AMATO & MONTONE, 1997).

Nell’Appennino lucano sono ben noti i lineamenti tet-tonici con orientazione intorno all’andamento medioN120° e primitiva cinematica trascorrente, come le faglieparallele alla «Linea del Pollino», a nord della omonimacatena carbonatica (SCHIATTARELLA, 1998), o il sistemadi faglie bordiere dell’alta Val d’Agri (GIANO et alii, 1997;SCHIATTARELLA et alii, 1998), o anche la «Faglia di Sor-ciabuoi», che borda a settentrione il bacino di Sant’Ar-cangelo (PIERI et alii, 1997). Le faglie con direzioneN120° rappresentano dunque elementi a diffusione regio-nale (SCHIATTARELLA, 1996, 1998) e risultano responsa-bili della strutturazione di molti bacini intermontaniquaternari dell’Appennino meridionale – come ad esem-pio il bacino del Mercure (SCHIATTARELLA et alii, 1994) oquello di Morano (PERRI & SCHIATTARELLA, 1997) – atti-vandosi con cinematiche differenti durante più stadideformativi.

Da un punto di vista geomorfologico, la catena sudap-penninica è caratterizzata da un profilo topografico forte-mente asimmetrico. La linea di cresta della catena mon-tuosa è infatti spostata verso il margine tirrenicodell’orogene, non coincidendo peraltro con lo spartiacqueregionale. Per tal motivo il fianco orientale della catenaha una maggiore lunghezza ed una minore pendenza me-dia di quello occidentale. Le cime più alte si attestano in-torno ai 2000 m s.l.m., mentre l’elevazione media della ca-tena è di circa 650 m s.l.m. (AMATO et alii, 1995).

La sommità dei rilievi è spesso caratterizzata dauna topografia debolmente ondulata o sub-orizzontaleattribuibile ai relitti di antiche superfici erosionali chetagliano successioni stratigrafiche e strutture tettonichedi vario genere (cfr., tra gli altri, BRANCACCIO et alii,1991; RUSSO & SCHIATTARELLA, 1992; AMATO &CINQUE, 1999; ASCIONE & ROMANO, 1999). Il solleva-mento regionale plio-quaternario ha sospeso questi an-tichi paesaggi rispetto all’attuale livello di base ed ha ri-petutamente innescato nuovi cicli morfogenetici. Lesuperfici di spianamento sono distribuite lungo l’interafascia orogenica ed organizzate in più generazioni inca-strate morfologicamente, comprese tra i 500 ed i 1500metri s.l.m., variamente dissecate dall’erosione lineare edislocate da faglie ad alto angolo (AMATO & CINQUE,1999). Alcune stime quantitative relative ai tassi di sol-levamento dell’Appennino campano-lucano, realizzateanche sulla base della distribuzione plano-altimetrica disuperfici di spianamento, mostrano valori compresi tra0.6 e 1 mm/a (WESTAWAY, 1993; AMATO, 2000; SCHIATTA-RELLA et alii, 2003a).

L’alta Val d’Agri è un bacino intermontano di originetettonica ubicato lungo la zona assiale della catena sud-appenninica (fig. 1). Numerosi studi realizzati recente-mente hanno dimostrato che la genesi e l’evoluzione delbacino sono legate a strutture tettoniche complesse che sisono attivate, nel corso del Pleistocene, con differenti ci-nematiche (DI NIRO & GIANO, 1995; GIANO et alii, 1997;SCHIATTARELLA et alii, 1998; CELLO et alii, 2000).

Le forme del rilievo ed i caratteri morfostrutturalisono già stati studiati con dettaglio lungo l’intera fascianord-orientale dell’alta valle, interessata in maniera vi-stosa dalle strutture della deformazione fragile quater-naria (DI NIRO & GIANO, 1995; GIANO et alii, 1997; GIA-NO et alii, 2000; CELLO et alii, 2000). L’evoluzionetettonica del bordo nord-orientale è legata alla riattiva-zione mediopleistocenica, in regime estensionale, di fa-glie bordiere orientate in direzione all’incirca N120°, giàattive nel Pleistocene inferiore come strutture trascor-renti con senso di taglio sinistro (DI NIRO & GIANO,1995; GIANO et alii, 1997; SCHIATTARELLA et alii, 1998).Tali faglie mostrano maggiore espressione morfologicalungo l’allineamento Galaino-Marsicovetere-Viggiano.Lungo la stessa direttrice strutturale, brecce di versanteinfrapleistoceniche sono vistosamente coinvolte nei pro-cessi di fagliamento (DI NIRO & GIANO, 1995; GIANO etalii, 1997). Evidenze di tettonica recente o attiva sonorappresentate da faglie che hanno dislocato corpi detri-tici di versante con paleosuoli che hanno fornito età ra-diometriche comprese tra 40.000 e 20.000 anni (GIANO

et alii, 2000).Lungo il bordo orientale della valle, DI NIRO & GIANO

(1995) riconoscono due gruppi di superfici di erosione di-slocate da faglie, attribuiti su base geomorfologica al Plei-stocene inferiore ed alla parte iniziale del Pleistocene me-dio. La ricostruzione morfoevolutiva risulta caratterizzatada quattro stadi morfogenetici, legati a contesti climaticinon dissimili tra loro, ed altrettanti eventi tettonici dalPliocene superiore-Pleistocene inferiore alla parte inizialedel Pleistocene medio.

Le successioni clastiche mediopleistoceniche affio-ranti nel settore meridionale dell’alta valle («ComplessoVal d’Agri», in DI NIRO et alii, 1992) sono rappresentateda facies deposizionali di piana e/o di conoide alluvio-nale.


La correlazione tra morfologie erosionali dell’alta Vald’Agri e superfici deposizionali del Bacino di Sant’Arcan-gelo a tetto delle Sabbie e conglomerati di Serra Corneta,attribuite al Siciliano da VEZZANI (1967), ha permesso distabilire un limite cronologico post-quem per l’età delriempimento clastico della depressione tettonica, pertan-to non più antico del Pleistocene medio.

STRATIGRAFIA DEI DEPOSITI QUATERNARIDEL TORRENTE CAVOLO

Gli aspetti lito- e morfostratigrafici di alcune successio-ni clastiche continentali quaternarie del bacino sono statianalizzati nella valle del Torrente Cavolo, un affluente dielevato rango gerarchico dell’Agri. Diverse generazioni di li-


Fig. 2 - Schema geologico della valle del Torrente Cavolo.– Geological map of the Cavolo River valley.

tofacies detritiche e alluvionali sono distribuite lungo la fa-scia pedemontana della dorsale di Serra Mare, un rilievocarbonatico del bordo sud-occidentale dell’alta valle (fig. 2).

L’attribuzione cronologica dei depositi detritici allaparte alta del Pleistocene inferiore è stata realizzata gra-zie ad una correlazione morfostratigrafica con analoghi

depositi che affiorano diffusamente lungo il bordo orien-tale della valle noti come brecce di Galaino e di Marsico-vetere (DI NIRO & GIANO, 1995). Entrambi i depositi sipresentano, infatti, terrazzati e con superfici di erosionedi pari ordine gerarchico. Partendo dai termini più anti-chi, sono stati riconosciuti i depositi di seguito descritti:

a) Lembi di antiche conoidi appartenenti alle Alluvionidel Torrente Cavolo (fig. 2), distribuiti ad una quota com-presa tra 670 e 700 metri s.l.m. e poggianti sia sulle suc-cessioni silicoclastiche mioceniche, sia sulle Unità Liguri-di. Il deposito è costituito da livelli metrici di conglomeraticlinostratificati con clasti eterometrici e grado di arroton-damento variabile, immersi in matrice argilloso-sabbiosadi colore bruno. La natura dei clasti prevalentemente cal-carea e subordinatamente silicea riflette un’area di ali-mentazione legata alle successioni carbonatiche della Piat-taforma campano-lucana e alle Unità Lagonegresi. Lentie/o livelli di argille limose, silt argillosi e sabbie fini di co-lore grigio-marrone, intercalati al deposito conglomerati-co, sono stati interpretati come depositi in facies palustrelocalizzati in aree sottoalimentate del sistema alluvionale.

b) Detrito di versante antico – qui denominato Breccedi Serra Mare (fig. 2) – distribuito lungo l’omonima dor-sale carbonatica ed interdigitato verso valle alle Alluvionidel Torrente Cavolo (fig. 3). Il deposito è costituito dabrecce di versante eterometriche e ben stratificate, conuna alternanza irregolare di cicli deposizionali più gros-solani e più sottili; i clasti a spigoli vivi e di natura calca-rea sono immersi in matrice sabbiosa di colore marrone-rossastro. La successione raggiunge i venti metri circa dispessore e presenta caratteri di facies simili alle brecceantiche infrapleistoceniche del bordo orientale della valle(DI NIRO & GIANO, 1995) e alle «bréches anciénnes» diBOUSQUET & GUEREMY (1969). Il deposito è dislocato eruotato localmente verso monte dalla faglia bordiera me-ridiana del versante orientale di Serra Mare (fig. 2).

c) Detrito di versante recente (fig. 2) che affiora lungo ilpedemonte del Monticello e del versante settentrionale diManca Cotogna, costituito da brecce eterometriche conbasso grado di classazione ed in assetto massivo; i clasti dinatura quasi esclusivamente calcarea sono immersi in ma-trice sabbiosa scura. Localmente sono presenti piccoli cor-pi a granulometria uniforme con clasti poligenici di naturacalcarea e silicea. La parte più distale è interdigitata con laporzione sommitale delle alluvioni dell’Agri generandomorfologie di raccordo concavo tra i rilievi retrostanti e lapiana alluvionale; per tale motivo è possibile ritenere il de-trito non più antico del Pleistocene superiore-Olocene.

d) Depositi alluvionali recenti (fig. 2), che affioranoraramente, distribuiti nella parte sub-pianeggiante dellaalta valle e formati da una alternanza di ghiaie, sabbie sil-tose, silt argillosi e argille.

e) Depositi eluvio-colluviali (fig. 2), conservati nei bas-si morfologici con spessori che raramente superano i duemetri, già formati o ancora in corso di formazione, rap-presentati da: i) materiale detritico sciolto prodotto daldisfacimento meccanico e/o chimico-biologico delle for-mazioni costituenti il bedrock, con ciottoli di varia dimen-sione e forma, dispersi in una matrice argillosa e limosa;ii) depositi argilloso-limosi di colore rossastro che costi-tuiscono il prodotto residuale dell’alterazione carsica dirocce carbonatiche.

La faglia bordiera di Serra Mare, orientata in sensomeridiano e caratterizzata da una cinematica ultima di


Fig. 3 - Schema dei rapporti stratigrafici dei depositi quaternari delbordo occidentale dell’alta valle.– Stratigraphic scheme of the Quaternary deposits in the western flankof the upper Agri valley.

Fig. 4 - Sollevamento regionale e locale espressi in uno schemamorfostrutturale qualitativo. In a) il sollevamento regionale interessain blocco l’intero settore nell’intervallo di tempo t1-t2; in b) al solleva-mento regionale viene sommato quello locale ed il movimento deiblocchi si esplica in maniera differenziale lungo i sistemi di faglianello stesso intervallo di tempo.– Diagram illustrating relationships between regional and local uplift:in a) the landscape is homogeneously uplifted by regional rising of thechain in the time interval t1-t2; in b) the non-uniform uplift of thelandscape (i.e. regional plus local uplift) is controlled in the same time-span by fault activity.

tipo normale, disloca e ruota contro monte le brecce omo-nime (Brecce di Serra Mare) nel tratto più prossimo allazona di deformazione. Il corpo detritico, nella zona apica-le, è tagliato da un glacis erosionale che nei tratti più dista-li – laddove il corso del Torrente Cavolo ne ha inciso e ter-razzato i lembi – si raccorda al top deposizionale dellebrecce. Il terrazzo così modellato, attualmente sospeso acirca 900 metri s.l.m., rappresenta una delle superfici relit-te meglio conservate nel paesaggio dell’alta valle.

ELEMENTI MORFOTETTONICIDEL BORDO SUD-OCCIDENTALE

L’analisi morfostrutturale realizzata lungo la dorsaledei Monti della Maddalena ha messo in luce l’esistenza divarie generazioni di superfici di spianamento poligenichee policicliche (tav. I), alcune a carattere locale (sensu CIN-QUE, 1992). L’età relativa e la distribuzione in diverse fa-sce altimetriche sono state utilizzate per il calcolo dell’en-tità dei rigetti realizzati dalle faglie bordiere dell’alta vallee dei tassi di sollevamento riferiti a livelli di base locali ocorrelati a movimenti verticali a scala regionale (fig. 4)lungo la zona assiale della catena sud-appenninica (sensuSCHIATTARELLA et alii, 2003a). I dati planimetrici relativialla distribuzione dei lembi delle superfici relitte sono sta-ti inoltre confrontati con le rotture di pendenza ricono-sciute lungo i profili longitudinali di alcuni corsi d’acquaaffluenti dell’Agri, rappresentate da flessi nel profilo de-

nuncianti un sollevamento tettonico e non un controllomorfoselettivo. La buona corrispondenza ottenuta incro-ciando i dati ricavati dalle due tipologie di analisi morfo-strutturale ha mostrato che le faglie bordiere della vallehanno generato rigetti di diverse centinaia di metri edhanno dislocato sia antiche morfologie erosionali (super-fici di spianamento sommitali, glacis erosionali) che de-positi di versante o alluvionali. Grazie a questi markergeomorfologici, l’entità del sollevamento dell’area duranteil Quaternario è stata valutata con un buon grado di pre-cisione, come mostrato di seguito (figg. 5, 6 e 7).

SUPERFICI DI SPIANAMENTO

Lungo la dorsale dei Monti della Maddalena sono sta-te riconosciute diverse generazioni di superfici di spiana-mento distribuite tra 1500 m e 700 m di quota s.l.m. (tav.I). L’elemento morfologico più antico è rappresentato dailembi di un paesaggio erosionale relitto, posto in posizio-ne sommitale nei Monti della Maddalena (indicato con lasigla S1 nella tav. I), appartenente alla «PaleosuperficieAuctt.» di BRANCACCIO et alii (1991), a cui viene attribuita– sulla base di considerazioni geologiche e geomorfologi-che – un’età compresa tra il Pliocene superiore ed il Plei-stocene inferiore (cfr. anche SANTANGELO, 1991; AMATO

& CINQUE, 1999; SCHIATTARELLA et alii, 2003a). I lembidella paleosuperficie sono sospesi, rispetto all’attuale li-vello di base locale, a quote superiori ai 1300 metri s.l.m.


Fig. 5 - Profili morfometrici realizzati nella porzione meridionale del settore studiato. Le sigle da S1 a S4 indicano l’ordine dei lembi relittidelle superfici erosionali e deposizionali del bordo sud-occidentale della valle.– Morphometric profiles through the southern sector of the study area. S1 to S4 indicate the orders of the landsurfaces of the western flank of theupper Agri valley.

e si rinvengono in modo continuo tra Serra Longa e Serradel Monaco mentre verso nord, nei pressi de l’Amoroso eil Monte Fontanalunga, sono visibili alcuni lembi relittiisolati. Nel settore meridionale dell’area si osservanoframmenti isolati a Monte Raparo e alle pendici del Mon-te Sirino.

Il profilo caratteristico della superficie sommitale sipresenta debolmente ondulato o subpianeggiante (fig. 8).La ricostruzione della paleomorfologia ed il confrontocon alcuni profili di antichi paesaggi erosionali – meglioconservati e rappresentati in contesti geodinamici di mar-gini passivi (paleoplain in OLLIER & PAIN, 1997) – suggeri-scono un comune processo genetico, a parità di contestomorfoclimatico, precedente al modellamento in ambientecontinentale. Potrebbe trattarsi, allora – in accordo conquanto sostenuto da OLLIER & PAIN (1997), seppur persettori di margine passivo e da COLTORTI & PIERUCCINI

(2000) per ampi settori dell’Appennino centrale – di su-perfici di spianamento modellate in ambiente marino-transizionale. La presenza di piccole valli ampie e svasatecon alvei sospesi e più in generale di un paesaggio dolce ea debole pendenza, attualmente relitto e sospeso a diversealtezze, testimonia una morfogenesi continentale even-tualmente sovrapposta alla precedente – attuatasi in am-biente subacqueo – e responsabile della obliterazione del-le tracce morfoevolutive più antiche. Il modellamento delpaesaggio in litologie carbonatiche, sviluppatosi secondoun modello davisiano e collegato a processi di erosione li-neare e/o areale, ha interagito con processi di morfogene-si carsica denunciando la sovrapposizione e/o interazionedi episodi morfogenetici diversi (cfr. anche per es. PEY-BERNES & COMBES, 1999; e KAUFMANN & BRAUN, 2001).È evidente, quindi, che tali superfici possono essere inter-pretate come superfici di spianamento poligeniche, rimo-

dellate nel corso dei cicli di erosione, ma anche come su-perfici policicliche in senso davisiano a causa della riatti-vazione tettonica del ciclo erosivo.

L’esistenza di raccordi morfologici concavi fossili e dibrecce di versante antiche sospese e terrazzate lungo ver-santi di faglia regolarizzati testimoniano la distribuzioneplano-altimetrica di altre generazioni di superfici relitteda correlare a differenti livelli di base locali (S2, S3, S4 intav. I). Anche queste si configurano come superfici polige-niche e policicliche poiché sono in parte costituite dalembi isolati della «Paleosuperficie Auctt.» ribassati tetto-nicamente (come ad esempio a Serra del Monaco o anord di Mandrano), poi rimodellati. In molti casi, laddovei processi di erosione sono stati molto intensi ed accelera-ti, l’originaria paleosuperficie è stata ridotta a sottili cri-nali o vette piatte isolate (tav. I).

La superficie di spianamento S2 è diffusa in piccolilembi attraverso l’intera dorsale dei Monti della Maddale-na a quote comprese tra 1000 e 1300 metri s.l.m. Alquan-to evidente è la sua distribuzione ad andamento circolareal piede delle scarpate che bordano la superficie S1 neipressi di Serra Longa. La scarsa frequenza di affioramen-to e la mancanza di continuità morfologica verso aree li-mitrofe induce a ritenere per questa superficie, contraria-mente alla precedente, un modellamento legato ad unlivello di base locale che la configura, quindi, come unglacis erosionale. In alcuni casi, come nei pressi di Serradel Monaco o del Monte Raparo, il processo di spiana-mento ha rimodellato la superficie più antica (S1) ribas-sata dalle faglie perimetrali della valle. Tali evidenze geo-morfologiche dimostrano una età più recente per questopaleopaesaggio locale rispetto al precedente, che risultadisattivato dalla tettonica fine-emiliana a circa 1,2 Ma,così come riconosciuto a scala regionale (BRANCACCIO et


Fig. 6 - Profili morfometrici realizzati in senso trasversale all’andamento della valle del Torrente Cavolo e con una scala di maggiore dettagliorispetto alla fig. 5. Le sigle S1, S3 e S3 indicano gli ordini dei lembi relitti delle superfici di spianamento.– Morphometric profiles through the Cavolo River. S1 to S3 indicate the orders of the erosional landsurfaces.

alii, 1991; SCHIATTARELLA et alii, 2003a). L’evento tettoni-co solleva e disloca apprezzabilmente i lembi delle super-fici a varie altezze sul livello del mare (cfr. p. es. RUSSO &SCHIATTARELLA, 1992).

La superficie di spianamento S3, più recente dellaprecedente, appare diffusa con maggiore frequenzanell’area e trova la migliore espressione morfologica nellaantica vallata in cui scorre attualmente il Torrente Cavolo(fig. 2; tav. I). L’ampia spianata è sviluppata su terrenimeso-cenozoici e presenta un assetto sub-pianeggiante in-terrotto solo da piccole valli sospese. È distribuita tra i750 ai 1000 metri s.l.m. ed è riconoscibile da Tempa diCono a Madonna di Montauro attraverso i rilievi di Carpi-neta (tav. I). Il forte controllo strutturale nell’area è dimo-strato dall’andamento del reticolo idrografico, come adesempio il medio tratto del Torrente Cavolo – orientatoNNE-SSO – che scorre controconfluenza rispetto alla di-rezione di deflusso del Fiume Agri, mentre il tratto supe-riore – orientato in direzione E-O – costituisce una anticalinea di impluvio che drenava verso l’attuale Vallo di Dia-no catturata dall’erosione regressiva (tav. I). Il condizio-namento del deflusso è confermato da alcune faglie adandamento meridiano rilevate alla mesoscala, con una ci-nematica sia trascorrente destra che estensionale. Diversibacini endoreici sono distribuiti lungo la dorsale deiMonti della Maddalena con i fondovalle che si attestano aquote intorno ai 900 metri s.l.m. (depressioni intramonta-ne di Magorno, Spigno, Perillo, Mandrano, Mandranello erispettive superfici deposizionali indicate con la sigla D1in tav. I). La continuità morfologica e planimetrica con lesuperfici S3 e gli incastri morfologici all’interno delle su-perfici più antiche consentono di attribuire la genesi diqueste depressioni allo stesso intervallo cronologico dellesuperfici S3. L’evoluzione successiva di questi bacini, inparte controllati strutturalmente, è legata al deflusso su-perficiale a carattere endoreico delle acque correnti cheha favorito l’instaurazione di specchi d’acqua limno-palu-stri nei quali si sono deposti decine di metri di materialiargilloso-siltosi fino in epoca storica (top deposizionaledelle superfici D1).

Le superfici di erosione S4 sono state rilevate solonella parte settentrionale dell’area di studio e si osservanoin modo sporadico a poche decine di metri rispetto alfondovalle alluvionale a quote comprese tra 570 e 650 me-tri s.l.m.; le corrispondenti superfici deposizionali (D2 intav. I) sono rappresentate dai terrazzi alluvionali più anti-chi del settore meridionale del bacino, distribuiti nellaPiana di Grumento. Il terrazzo principale della piana sidipana dal Fiume Agri intorno ai 580 metri s.l.m. fino allependici dei rilievi bordieri della valle intorno a 630 metri.È formato da depositi alluvionali del «Complesso Vald’Agri» in facies di piana e/o di conoide (DI NIRO et alii,1992). Il top deposizionale del riempimento alluvionale,che raggiunge il Pleistocene superiore, e gli spessori dellasuccessione clastica suggeriscono che l’inizio dell’incisio-ne di questi elementi (per erosione regressiva) sia avvenu-ta a circa 0,125 Ma.

Il carattere poligenico delle superfici di spianamentoriconosciute lungo il bordo sud-occidentale dell’alta Vald’Agri risulta più evidente nelle spianate poste a quote piùelevate (S1 e S2 in tav. I), il cui processo di modellamentoiniziale, non necessariamente subaereo (WIDDOWSON,1997), è sostituito dalla morfogenesi in ambiente conti-nentale. La superficie S3 mostra caratteri morfologici di-versi rispetto alle precedenti: il paesaggio si presenta sub-

orizzontale con caratteri tipici di un glacis erosionale chesi raccorda al pedemonte con versanti di faglia regolariz-zati denuncianti la dislocazione delle superfici S1 ed S2.

RISPOSTA LOCALE DEL RETICOLO IDROGRAFICO AL SOLLE-VAMENTO NEOTETTONICO

L’analisi dei parametri calcolati attraverso lo studiodel profilo longitudinale e trasversale di un corso d’acquafornisce utili informazioni sull’entità dei sollevamenti tet-tonici (MERRITS & VINCENT, 1989; WHIPPLE et alii, 1999;BURBANK & ANDERSON, 2001, cum bibl.). La velocità direazione di un corso d’acqua all’uplift recente è tale, infat-ti, da alterare in tempi relativamente brevi il profilo diequilibrio del corso, con conseguente formazione di unflesso (knickpoint) in corrispondenza dello stazionamento


Fig. 7 - Rappresentazione grafica dell’andamento dei tassi di solleva-mento quaternario regionale e locale.– Diagram of the Quaternary regional and local uplift rates from theupper Agri valley.

del paleolivello di base locale dell’erosione (BURBANK &ANDERSON, 2001). In altre parole, in intervalli temporalidell’ordine di 104-105 anni, il delay tra l’evento tettonico el’adattamento del corso d’acqua consente la genesi delgradino morfologico regressivo ma lo preserva al tempostesso dalla inevitabile regolarizzazione del profilo longi-tudinale nel medio termine.

Nell’area di studio, i punti di flesso nei profili longi-tudinali dei corsi d’acqua non legati a fenomeni morfo-selettivi sono stati riconosciuti, tra l’altro, osservando lapresenza eventuale di terrazzi, in sezioni trasversali aicorsi, posti alle stesse quote dei knickpoint. In tal modo,le discontinuità nel profilo rispondenti a tali requisitisono state considerate come livelli di base relitti dell’ero-sione. È stato dunque verificato che, almeno a scala loca-le, la risposta al sollevamento tettonico viene registratacon la formazione di un flesso nel profilo longitudinaledi un corso d’acqua analogamente a quanto avvienequando una struttura tettonica determina direttamenteun offset del profilo (BURBANK & ANDERSON, 2001, cumbibl.).

I livelli di base ottenuti sono stati confrontati in ter-mini altimetrici con le diverse generazioni di superfici dispianamento, con particolare riferimento agli ordini piùrecenti, considerando intervalli di quote analogamente aquanto realizzato di norma per le superfici di spiana-mento.

L’utilizzo dei punti di flesso lungo i profili longitudi-nali dei corsi d’acqua come indicatori morfotettonici ascala locale appare peraltro utile laddove non si dispongadi superfici di spianamento o terrazzi.

Nel caso di studio, tale metodologia è stata applicataad otto profili longitudinali relativi ai principali corsid’acqua che drenano il bordo sud-occidentale della valle(fig. 9). I profili più significativi sono risultati quelli deivalloni Chiuscenne e La Grotta, che rappresentano le asteprincipali di sub-bacini di basso ordine gerarchico. Dueflessi, qui interpretati come periodi di stasi del livello dibase locale ed in ogni caso certamente non legati a morfo-selezione o a disturbi tettonici locali, caratterizzano lamaggior parte dei profili ad esclusione dei valloni LaGrotta, Gilberti e del Torrente Vella, che mostrano, inve-ce, un solo salto. Oltre al riconoscimento sul campo ed infoto aeree, diversi profili trasversali hanno messo in lucel’esistenza di terrazzi erosionali in destra e sinistra oro-grafica dei corsi d’acqua presi in esame. I punti di flesso orottura convessa di pendenza, confrontati e correlati allequote medie delle diverse generazioni di superfici di spia-namento, sono indicati con le stesse sigle di questi ultimi(fig. 9) al fine di ottenere una visualizzazione immediatadelle corrispondenze. In nessuno dei profili longitudinaliesaminati è stato riconosciuto il livello di base localedell’erosione relativo alla superficie di spianamento S1,mentre solo nel vallone Chiuscenne e nel Fiume Maglia,rispettivamente al bordo settentrionale e meridionaledell’area di studio, è presente a quote superiori ai 1150metri s.l.m. un paleolivello forse correlabile alla S2. I li-velli di base correlati alle superfici S3 ed S4 appaiono alcontrario i più frequenti.

I dislivelli (∆H) misurati tra il paleolivello di base lo-cale dell’erosione correlato alla superficie di spianamen-to S2 e la quota di riferimento del fondovalle alluvionaleattuale – che oscilla, anche se di poche decine di metri,dal settore settentrionale a quello meridionale – varianoda 633 metri per il vallone Chiuscenne a 645 metri per il


Fig

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Fiume Maglia ed indicano pertanto un sollevamento me-dio di circa 640 metri. Il paleolivello di base correlatoalla superficie S3 permette di calcolare un uplift variabiletra 240 e 247 metri nella Piana di Grumento, drenata daiTorrenti Sciaura e Vella e dal Fiume Maglia. Tale solleva-mento appare di entità minore rispetto a quello compu-tato per le altre aste drenanti, che raggiunge il valoremassimo lungo il Torrente Gilberti. Il vallone La Grottapresenta, invece, il valore più basso, con un sollevamento

di 227 metri (fig. 10). Le differenze riscontrate appaionolegate al percorso delle aste, poiché i tratti con maggioreentità di sollevamento intercettano le faglie bordiere del-la valle.

L’analisi dei punti di flesso osservati lungo i profililongitudinali dei corsi d’acqua si è rivelato un utile stru-mento di diagnosi per l’individuazione di paleolivelli dibase dell’erosione, che è stato possibile correlare agli in-tervalli di quote delle diverse generazioni di superfici di


Vallone Chiuscenne

600

1000

800

1200

1400 metri s.l.m.

0 300 6000 metri

Vallone Romanella

570

970 metri s.l.m.

770

0 3000 6000 metri

0 3000 6000 metri

Vallone La Grotta

570

970 metri

770

Torrente Sciaura

540

940

740

1140 metri s.l.m.

0 3000 6000 metri

540

940

740

1140

1340 metri

Torrente Vella

0 3000 6000 metri

Torrente Cavolo

580

980 metri

780

0 3000 6000 metri

Vallone Gilberti

540

940

740

1140 metri

0 3000 6000

Fiume Maglia1340 metri

540

940

740

1140

0 3000 6000 metri

S2

S3

S3

S4

S3

S4

S3

S3

S3

S2

S3

S3

S4

Fig. 9 - Traccia dei profili longitudinali dei corsi d’acqua di maggiore rango gerarchico del bordo occidentale del bacino. Le sigle S2, S3 e S4indicano gli stazionamenti dei corsi rispetto a livelli di base dell’erosione correlabili a quelli delle superfici erosionali.– Longitudinal profiles of the higher hierarchic order rivers of the western side of the basin. S2 to S4 indicate the correlation with the same ordersof landsurfaces.

spianamento (S2, S3 e S4 in tav. I e figg. 5 e 6) ed utilizza-re per la determinazione dei tassi di sollevamento regio-nale e locale (fig. 10).

TASSI DI SOLLEVAMENTO

Il concetto generico di sollevamento tettonico ha fre-quentemente permeato gli scritti di geomorfologia e neo-tettonica degli ultimi decenni – e talvolta tale tematica èstata affrontata in termini quantitativi, ad esempio attra-verso il calcolo delle velocità di sollevamento – ma è soloa partire dal lavoro di ENGLAND & MOLNAR (1990) che

esso viene codificato in maniera più precisa. Gli autori,infatti, definiscono la dislocazione verticale (o con unacomponente di movimento verticale) della superficie ter-restre rispetto al geoide come surface uplift, mentre il mo-vimento verso l’alto di masse rocciose rispetto alla super-ficie rappresenta l’esumazione. La somma dei tassi deidue processi fornisce il rock uplift rate, che consiste dun-que nella dislocazione verticale nel tempo di masse roc-ciose rispetto al geoide.

La velocità del sollevamento di un paleopaesaggiocontinentale a scala regionale rispetto al livello del mare(regional uplift rate) è dunque comparabile al surfaceuplift rate di ENGLAND & MOLNAR (1990). Processi morfo-genetici che si instaurano in settori di catena più limitatied omogenei – come ad esempio i bacini intermontani – ele relative forme (la cui tipologia è funzione del sistemamorfoclimatico dominante) fanno tuttavia sempre riferi-mento a livelli di base locali in funzione del drenaggio en-doreico o esoreico del bacino. Elementi morfologici ter-razzati di qualsiasi natura e sospesi rispetto ai fondovalleantichi e presenti consentono dunque di calcolare il be-drock incision rate (cfr. BURBANK et alii, 1996; e BURBANK

& ANDERSON, 2001), corrispondente – quando l’influenzadel segnale eustatico è assente o di entità trascurabile ri-spetto al sollevamento – al tasso di sollevamento locale(local uplift rate). Tale parametro consente di discrimina-re l’entità dell’uplift regionale e della sua velocità da quel-lo imputabile all’attività delle faglie perimetrali di una de-pressione tettonica.

Una stima generale dei tassi di sollevamento quater-nari in Italia meridionale ha fornito un valore medio dicirca 1 mm/a (WESTAWAY, 1993), mentre informazionipiù precise sono disponibili per la zona assiale della cate-na sudappenninica (SCHIATTARELLA et alii, 2003a, 2003b).In questo lavoro è stata approfondita l’analisi della dorsa-le carbonatica dei Monti della Maddalena tramite profilimorfometrici a diversa scala corredati da dati geologici estrutturali.

Due profili orientati in direzione antiappenninica(figg. 1 e 5) si sviluppano per una lunghezza massima dicirca 10 km tra Moliterno e Grumento Nova e intercetta-no più ordini di superfici erosionali e deposizionali. Ab-bastanza netto risulta il passaggio dalle superfici S2 aquelle S3 attraverso un ampio dislivello di quota che rag-giunge circa i 330 metri. Maggiori particolari sono espres-si nei profili relativi all’area del Torrente Cavolo (figg. 1, 2e 6) che mostrano l’esistenza di tre ordini di superfici dispianamento.

Le età assegnate alla disattivazione delle diverse ge-nerazioni di superfici sono state ottenute grazie a consi-derazioni geomorfologiche, nel senso più ampio del ter-mine (ad esempio stimando l’età dei depositi più recenti«rasati» dalle superfici o valutando gli incastri morfolo-gici tra superfici), e dai dati disponibili in letteratura(cfr. tra gli altri BRANCACCIO et alii, 1991; SANTANGELO,1991; DI NIRO & GIANO, 1995; AMATO & CINQUE, 1999;AMATO, 2000; COLTORTI & PIERUCCINI, 2000; SCHIATTA-RELLA et alii, 2003a). Tali età rappresentano un datocronologico mediato tra i tanti esistenti in letteratura esi riferiscono in effetti al momento in cui un evento tet-tonico deforma e disloca una superficie di spianamen-to, deprime il livello di base così da rendere fossile ilpaesaggio ed innesca un approfondimento verticale chesi sviluppa con maggiore energia rispetto all’erosionelaterale.


Fig. 10 - Rappresentazione grafica dell’andamento dei tassi di solle-vamento quaternario regionale e locale dedotti dalla distribuzionealtimetrica delle anomalie lungo il profilo longitudinale dei principalicorsi d’acqua del bordo occidentale della valle.– Diagram of the Quaternary regional and local uplift rates computed bymeans of the altimetric distribution of the anomaly in the longitudinalstream profiles from the western flank of the valley.

Il rapporto quota/età delle superfici (fig. 7a) evidenziache tra l’inizio del Pleistocene e 0,125 Ma l’energia del ri-lievo (circa 800 m) è stata acquisita in maniera più omeno costante. Dal confronto tra i valori dei tassi di solle-vamento regionale e locale emerge invece che, a fronte diun costante uplift regionale nell’intervallo 1,8-0,73 Ma altasso di circa 1 mm/a, il sollevamento locale mostra all’in-circa la metà di tale velocità nell’intervallo 1,8-1,2 Ma eduna inversione di tendenza con un decremento a 0,44mm/a tra 1,2-0,73 Ma (fig. 7b). A partire dal Pleistocenemedio e fino al Pleistocene superiore il tasso di solleva-mento locale aumenta fino a raggiungere un valore di cir-ca 0,72 mm/a. Non è stato possibile effettuare un confron-to con il valore del tasso di sollevamento regionale inquesto intervallo temporale poiché le superfici deposizio-nali D2 (correlabili a quelle erosionali S4) sono generatedall’incisione per erosione regressiva innescata dal solle-vamento già avvenuto.

La dislocazione tettonica di un elemento rappresen-tativo di un paesaggio di età nota consente di calcolarecon opportune correzioni – allo stesso modo di un oriz-zonte stratigrafico di riferimento – l’entità del movimen-to verticale. La stima del tasso di attività (slip rate) lungola faglia di Serra Mare (fig. 11) ha fornito un rigettomorfologico complessivo di circa 600 metri a partire da1,2 Ma (età della superficie S2), con uno slip rate di cir-ca 0,5 mm/a che sale a 0,8 mm/a a 0,73 Ma (età della su-perficie S3). La velocità di deformazione calcolata su fa-glie che dislocano paleosuoli in prossimità degli abitatidi Pergola e Viggiano datati rispettivamente a circa18.000 e 31.000 anni (fig. 12) è pari a circa 0,1 mm/a(SCHIATTARELLA et alii, 2003a, calcolato sulla base didati da GIANO et alii, 2000). Risulta allora un incrementodell’attività tettonica per le faglie del bordo sud-occiden-tale del bacino a partire dal Pleistocene inferiore cheraggiunge il valore più elevato al debutto del Pleistocenemedio. Il basso tasso di scivolamento sulle faglie dellaVal d’Agri e aree limitrofe durante il Pleistocene termi-nale sembra accordarsi al generale decremento dei tassidi sollevamento sia di aree di catena che di settoridell’avanfossa bradanica durante quel periodo, che tut-tavia si attestano su valori di poco superiori (AMATO,2000).

La risposta dei corsi d’acqua al sollevamento tettonicoappare del tutto simile a quella degli altri elementi morfo-logici, come dimostrato dall’analisi dei knickpoint dei pro-fili longitudinali (fig. 9). Anche in tal caso si osserva untrend sufficientemente costante del sollevamento (fig.10a), mentre il confronto tra i tassi regionali e locali è sta-to possibile solo per il periodo di tempo compreso tra 1,2-0,73 Ma (fig. 10b). Per questo intervallo si osservano –come già riscontrato per le superfici di spianamento – an-damenti opposti dell’uplift regionale (in crescita) e quellolocale (in diminuzione). Dal Pleistocene medio all’iniziodel Pleistocene superiore, infine, il valore dell’uplift localeritorna ad essere crescente fino a raggiungere una puntamassima di 0,96 mm/a in prossimità del Torrente Cavolo.In mancanza di dati per periodi successivi, si può soloipotizzare un decremento dei tassi locali di sollevamentoin conformità con quanto osservato per i tassi di defor-mazione delle faglie dell’alta valle e delle aree contermini(SCHIATTARELLA et alii, 2003a) e come suggerito dalle ve-locità di sollevamento registrate dagli indicatori morfotet-tonici dell’Appennino lucano nel corso del Pleistocene su-periore (AMATO, 2000).

CONCLUSIONI

Lungo il bordo sud-occidentale della depressione tet-tonica intermontana dell’alta Val d’Agri, coincidente conla dorsale dei Monti della Maddalena, sono state ricono-sciute diverse generazioni di superfici di spianamento po-


Fig. 11 - Profilo morfometrico di dettaglio realizzato lungo il versantedi faglia di Serra Mare. L’entità della dislocazione verticale dellesuperfici di spianamento ha permesso di calcolare il tasso di attivitàlungo la faglia.– Detailed morphometric profile of the Serra Mare fault scarp. Dis-placement of the erosional landsurfaces allowed the calculation of thefault slip rate.

Fig. 12 - Paleosuolo fagliato (ca. 31.000 anni in GIANO et alii, 2000)in prossimità dell’abitato di Viggiano.– Faulted palaeosoil (31.000 years BP, after GIANO et alii, 2000) nearViggiano village.

ligeniche e policicliche di età plio-quaternaria (tav. I). Lamorfogenesi dei lembi relitti delle superfici più antiche(S1) viene attribuita ad originari processi di modellamen-to in ambiente marino-transizionale, in analogia a quantoriconosciuto per alcune aree emerse di margini continen-tali passivi (OLLIER & PAIN, 1997) o di settori dell’Appen-nino centrale (COLTORTI & PIERUCCINI, 2000). Con la suc-cessiva e definitiva persistenza di tali forme in ambientecontinentale, si sono attivati processi di modellamentosubaereo, essenzialmente relativi a contesti fluvio-carsici.

L’elemento morfologico più antico è rappresentatodai lembi di un paesaggio erosionale relitto, posto in posi-zione sommitale nei Monti della Maddalena, appartenen-te alla «Paleosuperficie Auctt.» di BRANCACCIO et alii(1991), a cui viene attribuita un’età compresa tra il Plioce-ne superiore ed il Pleistocene inferiore. I lembi di questopaesaggio fossile sono attualmente sospesi a quote supe-riori ai 1300 metri s.l.m. rispetto al fondovalle del bacino.Raccordi morfologici concavi, depositi detritici sospesilungo il versante di faglia regolarizzato di Serra Mare eanomalie del reticolo idrografico denunciano l’esistenzadi diversi paleolivelli di base locali dell’erosione entro iquali la morfogenesi ha modellato paesaggi erosionali e/odeposizionali a debole pendenza (S2, S3 ed S4 in tav. I).Le superfici di spianamento più elevate (S1 e S2) mostra-no una buona correlazione con elementi del paesaggio adiffusione regionale (cfr. AMATO & CINQUE, 1999; eSCHIATTARELLA et alii, 2003a), mentre le superfici poste a

quote inferiori (S3 ed S4) rivelano un carattere locale(tav. I). Il riconoscimento di questi marker geomorfologiciunitamente all’assetto e distribuzione dei depositi conti-nentali quaternari – e in particolare di quelli affiorantinell’area del Torrente Cavolo (fig. 2) – hanno permesso divalutare con un buon grado di precisione l’entità del solle-vamento durante il Pleistocene. Sulla base dell’età e delladistribuzione in fasce altimetriche di tali indicatorimorfotettonici (fig. 13), e grazie a profili morfostratigrafi-ci corredati da dati geologico-strutturali e orientati insenso trasversale rispetto all’andamento della dorsale deiMonti della Maddalena (figg. 5 e 6), è stata calcolata l’en-tità dei tassi di sollevamento – correlati a movimenti ver-ticali a scala regionale (fig. 4a) o riferiti a livelli di base lo-cali (fig. 4b) – e dei rigetti morfologici lungo il sistema difaglie perimetrali, che hanno dislocato le superfici dispianamento sommitali, i glacis erosionali e i depositi diversante o alluvionali, cumulando nel corso del Quaterna-rio un rigetto morfologico complessivo di circa 800 metri.

L’esistenza dei paleolivelli di base riconosciuti permezzo delle superfici di spianamento è stata verificata an-che con un diverso approccio geomorfologico, basatosull’analisi delle anomalie locali dei profili longitudinalidi corsi d’acqua del settore sud-occidentale della valle(fig. 9). I punti di flesso presenti lungo i profili e distribui-ti a varie quote lungo il bacino si sono dimostrati correla-bili con le diverse generazioni di superfici di spianamentoa conferma dei paleolivelli di base locali riconosciuti. Il


Fig. 13 - Rappresentazione schematica della natura, distribuzione ed età delle superfici terrazzate. La sigla TSR indica il Tasso di sollevamentoregionale; la sigla TSL indica il Tasso di sollevamento locale.– Block-diagram showing type, arrangement, and age of the landsurfaces. TSR abbreviation means of the Regional uplift rate; TSL abbreviationmeans of the Local uplift rate.

risultato ottenuto ha convalidato, a scala locale, l’approc-cio metodologico utilizzato ai fini di stime di tassi di sol-levamento.

Il tasso di sollevamento locale (local uplift rate) calcola-to per il settore sud-occidentale dell’alta Val d’Agri si atte-sta su valori medi di 0,6 mm/anno, in buon accordo con al-tri settori dell’Appennino meridionale (AMATO, 2000;SCHIATTARELLA et alii, 2003a, 2003b). Poiché il rigettomorfologico risulta quasi interamente generato lungo le fa-glie bordiere della valle, si ritiene probabile per queste ulti-me un tasso di attività (slip rate) proporzionale: i calcoli ef-fettuati forniscono stime comprese tra 0,5 e 0,8 mm/annorispettivamente per il Pleistocene inferiore e medio (fig. 7).La velocità del sollevamento regionale (regional uplift rate)è invece stimata intorno ad un valore medio di 1 mm/anno.

Il sollevamento regionale di questo settore della cate-na sud-appenninica mostra un andamento generalmentecostante, con un incremento dell’uplift rate nel Pleistoce-ne inferiore terminale e nel Pleistocene medio. Le diffe-renze tra i valori di uplift regionale e locale suggerisconoche la maggiore aliquota di energia del rilievo sia stata ac-quisita – in tale intervallo di tempo – grazie al solleva-mento locale in seguito all’attività delle faglie bordiereche si protrae fino all’attuale come testimoniato dai pa-leosuoli recenti fagliati (fig. 12) e dall’elevata sismicitàdell’area. La velocità di deformazione lungo i piani di ta-glio che interessano i paleosuoli, calcolata in maniera as-sai conservativa e parcellizzando il rigetto complessivometrico nell’arco dell’intero periodo considerato (circa10-15 ka), appare tuttavia decisamente minore (circa 0,1mm/anno) e indica – se si assume un uplift rate più omeno costante come proiezione del comportamento linea-re del sollevamento regionale – un aumento dell’aliquotaimputabile a quest’ultimo rispetto ai movimenti verticali ascala locale indotti dall’attività delle faglie.

RINGRAZIAMENTI

Gli Autori ringraziano il Prof. Carlo Bartolini ed un anonimo re-feree per i suggerimenti forniti in sede di revisione del testo.

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Manoscritto pervenuto il 29 Settembre 2003; testo approvato per la stampa il 7 Maggio 2004; ultime bozze restituite il 9 Luglio 2004.

Boll. Soc. Geol. It., 123 F. BOENZI et alii - Evoluzione geomorfologica polifasica e tassi di sollevamento - TAVOLA I

Distribuzione areale delle superfici erosionali e/o deposizionali del bordo occidentale dell’alta Val d’Agri.Planimetric arrangement of the relict erosional landsurfaces along the western flank of the upper Agri valley.

boenzi et al '04

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