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BOLLETTINO

VOLUME LXXVII - 1968

PARTE PRIMA

( PUBBLICATO SOTTO GLI AUSPICI DEL CONSIGLIO NAZIONALE DELLE RICERCHE

NAPOLI

-Stabilimento Tipografico G. Genovese
.Pallonetto S. Chiara,.’ 22
.1969

NORME PER LA STAMPA DI NOTE NEL BOLLETTINO DELLA SOCIETÀ

Art. 1. — La stampa delle note è subordinata all’approvazione da parte del Comitato
di Redazione che è costituito da tre membri designati dal Consiglio Direttivo nel suo
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sario ha facoltà di chiedere il parere consultivo di altri soci.

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Art. 3. — Ogni anno i soci hanno diritto a IO pagine di stampa, gratuite, o al loro
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Art. 4. — Con le prime bozze la Tipografia invierà al Redattore il preventivo di
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chiaramente la parte sostanziale del lavoro. Uno dei due riassunti sarà in italiano e l’altro

preferibilmente in inglese.

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Art. 15. — Le illustrazioni che corredano il testo saranno accompagnate da brevi
esaurienti didascalie nelle stesse lingue dei riassunti.

BOLLETTINO

DELLA

VOLUME LXXVII - 1968

PARTE PRIMA

PUBBLICATO SO'rrO GLI AUSPICI DEL CONSIGLIO NAZIONALE DELLE RICERCHE

NAPOLI

Stabilimento Tipografico G. Genovese
Pallonetto S. Chiara, 22
1969

CONSIGLIO DIRETTIVO
TRIENNIO 1966 = 69

Prof, Angiola Maria Maccagno

Prof. Arturo Palombi

Prof. Bruno D’Argenio

Prof. Giuseppe Imbò

Prof. Francesco Scarsella

Prof. Antonio Schesillo

Prof. Pio Vittozzi

REDATTORE

- Presidente
Vice Presidente
Segretario
Consigliere
Consigliere
Consigliere
Consigliere

Dr. Antonio Vallario

Boll. Soc. Natur. in Napoli

voi. 77, 1968, pp. 3-34, 7 fige[., 1 tab., 6 tavv.

I foraminiferi di alcuni campioni di fondo
prelevati lungo la costa di Beirut (Libano)

Nota del Socio MARIA MONCHARMONT ZEI

(Tornata del 23 febbraio 1968»

Résumé. — Les foraminifères de 5 prises de fond, récoltés près de Beyrouth
(Liban) de 11 à 246 m de profondeur, ont été étudiés. Les espèces trouvées, en
nombre de 183, distribuées en 42 familles, on été reportées dans une table selon
leur distribution en poureentage pour les divers echantillons. La composition en
pourcent des associations, la distribution verticale des taxa plus représentatifs, ont
été reportés en diagrammes. Une comparaison avec d’autres microfaunes de la Médi-
terranée a permis d’interessantes observations écologiques pour un certain nombre
d’espèces trouvées.

Summary. — The foraniinifera from 5 bottoni saniples collected near Beyrouth
(Liban), from 11 to 246 m depth, were studied : 183 species, belonging to 43

families, were found, and a table with their percentual distribution build up. The
percentual composition of thè associations, thè vertical distribution of thè more
representative taxa are also reported in several diagrams. A comparation with other
mediterranean microfaunes allowed interesting ecological observations for some of
thè species.

Introduzione.

In occasione di un corso di biologia marina organizzato dalla
M.A.M.B.O (Mediterranean Association of Marine Biology and Ocea-
nology) e tenuto a Beirut presso l’Università Americana tra la fine
di agosto e la prima decade di settembre 1965, il dott. G. Bonaduce
della Stazione Zoologica di Napoli raccolse una serie di campioni di
fondo lungo la costa libanese. La posizione delle stazioni fu determi¬
nata con bussola magnetica ed ecosonda ed i prelievi furono fatti

4 —

con un campionatore a ganasce e con una draga da pesca. Cinque dei
campioni raccolti sono stati presi in considerazione per lo studio degli
ostracodi (dott. G. Bonaduce) e dei foraminiferi.

I campioni n. 1 e n, 2 furono prelevati per mezzo del campiona¬
tore a ganascia di fronte alFUniversità americana di Beirut rispetti¬
vamente alle profondità di 246 m e 75 m. I campioni n. 3, n. 4 e n. 5
furono invece raccolti con la draga ad ovest di Nahr el Kelb alle
profondità di 11 m, 27 m e 54 m. Tutti i campioni sono stati lavati
con setaccio da 200 mesh, partendo da un volume standard di 25 cm’^.

II residuo è stato suddiviso in frazioni mediante microsplitter.
Dalle frazioni sono stati isolati e contati tutti i foraminiferi presenti
e per ciascuna specie è stata calcolata la percentuale in rapporto al
totale della rispettiva popolazione. Nella tabella 1 è riportato l’elenco
comprensivo di tutte le specie rinvenute, con le percentuali con cui
esse sono presenti nei diversi campioni. Le percentuali inferiori allo
1% son indicate con X.

Descrizione dei campioni.

Campione n. 3. Nabr el Kelb,

Profondità: 11 m.

Natura del sedimento: Sabbia calcarea giallastra, con bassa per¬
centuale di fango, costituita da elementi arrotondati e molto ricca di
resti di organismi.

Peso del residuo secco: gr. 6.

Il residuo è prevalentemente costituito, in ordine decrescente di
frequenza, da frammenti arrotondati e levigati di corallinacee, di mol¬
luschi, di echinodermi, di briozoi ; in buono stato di conservazione,
ma poco frequenti, sono gli ostracodi ed i foraminiferi.

Per l’analisi quantitativa è stato utilizzato 1/4 del residuo, da
cui sono stati isolati 325 individui appartenenti a 26 specie. Si tratta
di un’associazione esclusivamente bentonica e molto specializzata in
cui la quasi totalità dei foraminiferi presenti hanno guscio calcareo.
Gli arenacei infatti sono rappresentati unicamente dalla Textu-
laria conica con il 2%. Il 69% della fauna è costituito dalla famiglia
Ampìiisteginidae ; Amphistegina madagascariensis è la specie predo¬
minante, ne sono stati raccolti 211 individui pari al 65% dell’intera
fauna. Seguono, in ordine decrescente di frequenza, le Miliolidae (10%)
fra cui la specie più frequente è Sigmoilina ovata; le Soritidae (7%)
con le due specie Peneroplis planatus e P. pertusus ; le Nummulitidae
con l’unica specie Heterostegina antillaruni.

D

Campione n. 4. Nahr el Kelb.

Profondità: 27 m.

Natura del sedimento : Sabbia calcarea giallastra, con bassa per¬
centuale di fango, costituita da elementi arrotondati e molto ricca di
detriti organogeni.

Peso del residuo secco: gr. 5.

Il residuo è molto simile a quello del campione n. 3, vi si nota
però una maggiore frequenza di foraminiferi.

È stato esaminato 1/8 del residuo ottenuto dal lavaggio, da cui
sono stati isolati 427 individui di cui solo 3 planctonici. La fauna è
un po’ più varia di quella del campione precedente (n. 3), in essa
sono state infatti riscontrate 45 specie appartenenti a 16 famiglie di
cui 3 nettamente prevalenti. La famiglia predominante è quella delle
Miliolidae (45%), con Sigmoilina ovata come specie più frequente
(23% dell’intera microfauna); seguono le Amphisteginidae in cui ri¬

scontriamo, rispetto al camp. n. 3, una notevole riduzione dell’^m-
phistegina madagascariensis (11%) mentre VAmph. radiata ha rad¬
doppiato la propria frequenza (8%). Le Soritidae sono diventate

— 6 —

più numerose (15%) con le due specie Peneroplis pertusus e P. pla-
natus aventi pressocchè la stessa frequenza. Gli arenacei, ancora molto
scarsi, sono rappresentati unicamente da T extulariidae .

Campione n. 5, Nalir el Kelb.

Profondità : 54 m.

Natura del sedimento: fango giallo-bruno misto a sabbia.

Peso del residuo secco : gr. 3.

Il residuo è quasi completamente costituito da briozoi, frammenti
di molluschi ( 1), di echinodermi, numerosi foraminiferi ed ostracodi.

È stato esaminato 1/8 del residuo, da cui sono stati isolati 831
foraminiferi di cui 34 planctonici. La fauna, più varia delle prece¬
denti, comprende 78 specie appartenenti a 26 famiglie. Le Miliolulae
pur restando la fami.glia prevalente, sono notevolmente diminuite
(19%) a vantaggio delle Nubeculariidae che raggiungono in questo
campione la loro più alta frequenza specialmente per Fabbondanza
di Spiroloculina grata. In regresso sono le Amphisteginidae e soprat¬
tutto le Soritidae mentre VHeterostegina antillarum raggiunge qui la
sua più alta percentuale. Gli arenacei, finora scarsamente rappresen¬
tati, cominciano a mostrare una discreta frequenza ad opera special-
mente della Textularia calva che è la specie più abbondante. h^Aste-
rigerinata mainilla, già discretamente frequente alla profondità di 27 m,
qui rappresenta da sola il 10% della fauna. Ben rappresentate sono
ancora le famiglie Discorbidae (9%), Cibicididae (7%), Elphididae
(5%) ed Eponididae (4%).

Campione n. 2. Ras Muker Ben.

Profondità: 75 m.

Natura del sedimento: Fango giallo-bruno misto a poca sabbia.

Peso del residuo secco: gr. 1,5.

Il residuo è per la massima parte costituito da tubicini di serpu-
lidi, briozoi, frammenti di molluschi e di echinodermi, foraminiferi
ed ostracodi.

(1) Fra i resti di molluschi sono state rinvenute due piccole conchiglie di
Parastrophia (fam. Caecidae)., che credo possano riferirsi alla specie P. garganiea
(la me istituita nel 1954 su materiale proveniente dalia « scogliera a Cladocora cae-
spitosa ìì della Punta delle Pietre Nere (Foggia), (Boll. Soc. Naturalisti in Napoli,
63. 1954).

~ 7 —

Fig. 2. — Composizione percentuale delFassociazione nel campione n. 3
dità 11 m.

Fig. 3. — Composizione
dità 27 m.

percentuale

delFassociazione

nel campione

4

- profon-

- profon-

— 8 —

Fig. 4. — Composizione percentuale delFassociazione nel campione n, 5
dita 55 m.

Fig. 5. — Composizione percentuale dell’associazione nel campione n. 2
dità 75 m.

- profon-

. profon-

— 9 —

È stato esaminato 1/8 del residuo da cui sono stati isolati 714
foraminiferi di cui 83 planctonici. Sono presenti 28 famiglie con 90
specie, 1 planctonici rappresentano 1’!!% della microfauna, con una
netta dominanza di Globi gerinoides ruber. Nel benthos, abbastanza
vario, notiamo che le forme arenacee sono ancora in aumento sia
quantitativamente che specificamente ; interessante è la presenza di
grossi frammenti di Rabdammina sp. e di Bdelloidina sp. Le fa¬
miglie meglio rappresentate sono Textulariidae, Miliolidae, Discor-
bidae e Cibicididae che costituiscono complessivamente i due terzi del-
Fassociazione bentonica ; le specie predominanti sono Textularia calva,
Triloculina marshallana, Cibicides lobatulus. Notiamo ancora una con¬
trazione degli Elphididae a cui corrisponde un incremento dei Nonio-
nidae. Le N ubeculariidae diminuiscono come numero d’individui ma
presentano una maggiore varietà di specie. Nel complesso la micro¬
fauna pur conservando i caratteri di un’associazione costiera, presenta
la comparsa di qualche forma tipica di acque più profonde (Bolivina
alata, Cassidulina crassa, Pyrgo anomala, Biloculinella globula. No¬
do phthalmidium antillarum).

Campione n. 1. Ras Minat el Hosn.

Profondità : 246 m.

Natura del sedimento: Fango giallo-bruno.

Peso del residuo secco: gr. 0,1.

11 residuo è prevalentemente costituito da foraminiferi, ostracodi,
conchiglie di pteropodi, radioli di echinidi, spicole di spugne.

È stato esaminato 1/2 del residuo da cui sono stati isolati 902
individui di cui 145 planctonici, pari al 16%. La microfauna com¬
prendente 113 specie e 31 famiglie, presenta le seguenti caratteristi¬
che : la percentuale degli arenacei si è abbassata rispetto a quella
del campione precedentemente esaminato (15%), ma osservando l’an¬
damento delle singole famiglie si nota che mentre le Textulariidae si
sono ridotte di numero, sono invece aumentate le Lituolidae e com¬
paiono per la prima volta Saccamminidae, Trochamminidae ed Ataxo-
phragmidae. Le Miliolidae presentano una frequenza dell’8%, con
prevalenza dei generi Sigmoilina, Triloculina, Miliolinella, Biloculi¬
nella ; le Quinqueloculine sono in evidente riduzione sia quantitativa¬
mente che specificamente. Le Nodosaridae sono diventate più varie
e più numerose anche se non superano la percentuale del 3,5%. La

10 —

Bolivina alata, precedentemente già presente, raggiunge qui la percen¬
tuale del 6%. Un incremento è mostrato anche dalle Cassidulinidae,
fra cui compare Cassidulina laevigata carinata. Ancora ben rappre¬
sentate sono le Discorbidae con Tretomphalus concinnus e V alvuline-
ria bradyana. Fra le Nonionidae è presente, con una frequenza del 5%,

Fig. 6. — Composizione percentuale delFassociazione nel campione n. 1 - profon¬
dità 246 in.

Chilostoiìiella oolina. Si nota infine la comparsa delle Bulimiriidae
(3,5%), presenti con cinque specie, fra cui la più abbondante è Buli-
mina costata. Altre forme esclusive di questo campione sono le Uvi-
gerinidae (5%), Gyroidina altiformis, G. umbonata, Hòglundina
elegans (4%), Robertina hradyi e R. subterens.

Fig. 7. Profilo batimetrico dei fondali in cui sono stati prelevati i campioni e
distribuzione percentuale delle famiglie, dei generi e delle specie ecologicamente
{)iù significative.

TABELLA 1.

Elenco delle specie e loro percentuali ( *)

Campioni

3

4

5

2

1

Profondità in metri

11

27

55

75

246

Popolazione totale

1300

3416

6648

5712

1804

Fam. ASTRORHIZIDAE

Rabdammìna sp.

X

X

Fam. SACCAMMINIDAE

Psammosphaera fusca Schulze

X

Fam. AMMODISCIDAE

Ammociiscus minutissimus Cushman e Me Cullocli

X

Fam. HORMOSINIDAE

Reophax atlantica (Cushman)

1

1

Reophax scorpiurus Montfort

X

1

1

Fam. LITUOLIDAE

Haplophragmoides columbiense evolutum Cushman e Me Cullofh

X

X

Alveophragmium nitidum (Goes)

X

2

Alveophragmium scitulum (Brady)

X

Ammotium cassis (Parker)

X

Ammoscalaria pseiidospiralis (Williamson)

X

X

'"2"

Ammoscalaria tenuimargo (Brady)

X

?Bdelloidina sp.

X

Fam. TEXTULARIIDAE

Spiroplectammina wrighti (Silvestri)

X

2

1

Textularia agglutinans d’Orbigny

X

X

2

Textalaria calva Lalicker

1

6

9

4

Textularia conica d’Orhigny

2

X

1

1

Textularia gramen d’Orhigny

X

Sipììotextularia concava (Karrer)

1

3

X

Bigenerina nodosaria d’Orbigny

X

X

Fam. TROCHAMMINIDAE

Trocìiam mina globigeriniformis (Parker e Jones)

X

Trochammina nana (Brady)

X

Ammospliaeroidina sphaeroidiniformis (Brady)

X

Fam. ATAXOPHRAGMIDAE

Eggerella propinqua ( Brady)

1

(davulina crostata ( Cushman)

X

('^■) I numeri indicano le percentuali di ciascuna specie rispetto alla popolazione
totale; con x vengono indicate le percentuali inferiori all’!^/, .

— 13 —

[continuaz. tab. 1)

Campioni | 3

4

5

2

1

Profondità in metri

11

27

55

75

246

Popolazione totale

1300

3416

6648

5712

1804

1

Fam. FISCHERINIDAE

Cyclogyra carinata ( Costa)

!

X

Cyclogyra foliacea (Philipp!)

X

Cyclogyra involvens Reuss

X

X

Fam. NUBECELARIIDAE

Nubecularia lucifuga Defrance

X

Ophthalmidium acutimargo (Brady)

X

Spiroloculina antillarum d’Orbigny

X

X

1

X

X

Spiroloculina canaliculata d’Orbigny

Spiroloculina communis Cushman e Tood

X

X

Spiroloculina excavata d’Orbigny

1

X

X

Spiroloculina grata Terqiiem

X

6

2

1

Spiroloculina grata ungulata Cushman

i

1

X

1

Spiroloculina grateloupi d’Orbigny

X

X

Spiroloculina ornata d’Orbigny

X

Spiroloculina perforata d’Orbigny

X

Planispiroides bucculentus ( Brady)

1

N odophthalmidium antillarum ( Cushman)

X

X

Vertebralina striata d’Orbigny

X

1

X

X

Fam. MILIOLIDAE

Quinqueloculina agglutinans d’Orbigny

1

Quinqueloculina bicostata d’Orbigny

X

Quinqueloculina bradyana Cushman

1

1

1

X

Quinqueloculina candeiana d’Orbigny

1

X

Quinqueloculina contorta d’Orbigny

X

X

Quinqueloculina costata d’Orbigny

1

2

1

Quinqueloculina disparilis d’Orbigny

X

1

1

Quinqueloculina duthiersi Schlumberger

X

1

X

Quinqueloculina elegans d’Orbigny

X

Quinqueloculina intricata Terquem

2

Quinqueloculina lamarckiana d’Orbigny

2

2

i

Quinqueloculina padana Perconig

Quinqueloculina parkeri (Brady)

X

— 14 —

{continuaz. tab. 1)

Campioni

3

4

5

2

1

Profondità in metri

11

27

1

55

75

246

Popolazione totale

1300

3416

6648

5712

1804

Quinqaeloculina pulchella d’Orbigny

X

X

Quinqiieloculina radiosa Terquem

1

X

Quinqueloculina seminulum (Linneo)

2

X

Quinqueloculina seminulum jugosa Silvestri

1

1

Quinqueloculina stelligera Schlumberger

1

1

Quinqueloculina undulata d’Orbigny

X

X

X

X

Quinqueloculina vulgaris d’Orbigny

i

I-.

X

X

X

Massilina secans d’Orbigny

j

Pyrgo anomala (Schlumberger)

X

X ^

Pyrgoella sphaera (d’Orbigny)

X

Sigmoilina elliptica Galloway e Wissler

X i!

Sigmoilina ovata Sidebottom

3

23

Sigmoilopsis schlumbergeri (Silvestri)

1

1

2

Triloculina carinata d’Orbigny

X

j

X

i

T riloculina cuneata Karrer

1

2

Triloculina marshallana Todd

1

7

X

Triloculina ohlonga (Montagu)

Triloculina subgranulata Cushman

1

X

X

Triloculina tricarinata d’Orb.

i

7 '

6

X ;■■■

Triloculina trigonula (Lamarck)

2

Miliolinella sublineata (Brady)

X

X

X

.i

Miliolinella subrotunda (Montagu)

X

2

2

Biloculinella cylindrica Todd

X

Biloculinella globula (Bornemann)

X

X

Biloculinella in fiata (Wright)

X

Biloculinella labiata (Schlumberger)

X

Nummoloculina contraria (d’Orbigny)

X

Hauerina bradyi Cushman

1

1

i

Articulina mucronata (d’Orb.)

1

X

... 1

1

X 1

Parrina bradyi (Millett)

Fam. SORITIDAE

Peneroplis pertusus (Forskal)

4

7

X

:

X i

Peneroplis planatus (Fichtel e Moli)

3

8

t

— 15 —

:

I [continuaz. tab. 1)

i

j Campioni

3

4

5

2

1

1 Profondità in metri

11

27

55

75

246

' Popolazione totale

!

1300

3416

X

6648

5712

1804

■ Peneroplis proteus d’Orbigny

X

X

Sorites marginalis (Lamarck)

X

X

i

1 Fam. NODOSARIIDAE

Amphicoryna scalaris (Batsch)

X

X

1

2

Astacolus crepidulus (Fichtel e Moli)

X

Dentalina filiformis (d’Orbigny)

X

Lenticulina cultrata (Montfort)

X

Lenticulina gibba (d’Orbigny)

X

1

Lenticulina limbosa (Reuss)

X

X

. t

1

Lenticulina orbicularis ( d’Orbigny)

X

Lenticulina peregrina (Schwager)

X

Lenticulina rotulata ( Lamarck)

X

Marginulina glabra d’Orbigny

X

X

Fani. POLYMORPHINIDAE

Globulina gibba (d’Orbigny)

X

Fam. GLANDULINIDAE

Glandulina laevigata d’Orbigny

X

Oolina exagona (Williamson)

X

Oolina montagui (Alcock)

X

Fissurina fasciata (Egger)

X

Fissurina marginata (Montagu)

X

Fissurina pseudorbignyana (Buchner)

X

X

X

Fam. SPHAEROIDINIDAE

Sphaeroidina bulloides d’Orbigny

1

Fam. BOLIVINITIDAE

Bolivinita costifera Cushman

X

Bolivina alata (Seguenza)

X

6

Bolivina attica Parker

X

Fam. ISLANDIELLIDAE

Cassidulinoides tennis Phleger e Parker

1

1

— 16 —

>4

I

{continuaz. tah. 1) )

Campioni

3

4

5

2

Profondità in metri

i

11

27

55

75

246;' 1

j Popolazione totale

1300

3416

6648

5712

■ 1

1804. 5

Fani. BULIMINIDAE

Bulimina costata d’Orbigny

3 ,|

Bulimina gibbo Fornasini

X i

Bulimina marginata d’Orbigny

X i;

Globobulimina af finis (d’Orbigny)

X ^

Globobulimina perversa (Cushman)

X

Reussella spinulosa (Reuss)

2

3

Fam. UVIGERINIDAE

Uvigerina bermudezi Acosta

1

Uvigerina mediterranea Hofker

4

Fam. DISCORBIDAE

Discorbis mira Cushman

1

Gavelinopsis praegeri (Heron Alien e Earland)

X

1 ^

Neoconorbina patelliformis (Brady)

1

1

X :

Neoconorbina terquemi (Rzehak)

3

2

X ■'

Rosalina bradyi (Cushman)

1

4

1

X /:

Rosalina globularis d’Orhigny

2

X

Rosalina vilardeboana d’Orbigny

X

Tretomplialus concinnus (Brady)

1

2

7 ■ ^

Tretomphalus planus Cushman

X

3 1

Valvulineria bradyana (Fornasini)

2

5 :

Valvulineria minuta Parker

X ?

Fam. SIPHONINIDAE

Siphonina reticulata (Czjzek)

X

1

X 1

Fam. ASTERIGERINIDAE

A ster ige rinata mamilla (Williamson)

X

3

10

2

Fam. SPIRILLINIDAE

Spirillina denticulata Brady

X

X

Spirillina vivipara Ehrenherg

X

X ;

Spirillina vivipara runiana Heron Alien e Earland

X

Fam. ROTALIIDAE

Ammonia beccarii (Linneo)

X

X

X

Ammonia beccarii tepida Cush.

X

fi

— 17 —

{continuaz. tah. 1)

Campioni

3

11

4

5

55

2

1

Profondila in metri

27

75

246

Popolazione totale

1300

3416

: 6648

1 5712

1804

Fam. CALCARINIDAE

Calcarina calcar d'Orbigny

X

1

X

Fam. ELPHIDIDAE

Elphidium advenum (Cushman)

1

Elphidium crispum (Linneo)

2

2

3

X

Elphidium decipiens (Costa)

2

Elphidium macellum (Fichtel e Moli)

X

X

X

Elphidium poeyanum (d’Orbigny)

X

X

Parrellina ver riculata ( Brady)

1

1

Fam. NUMMULITIDAE

Heterostegina antillarum d’Orbigny

5

1

6

Fam. ANTKENINIDAE

Hastigerina aequilateralis (Brady)

X

X

Hastigerina pelagica ( d’Orbigny)

i

X

Fam. GLOBIGERINIDAE

Globigerina bulloides d’Orbigny

X

1

2

Globigerinoides conglobatus ( Brady)

X

2

2

Globigerinoides elongatus (d’Orbigny)

1

Globigerinoides ruber (d’Orbigny)

...

1

3

8

8

Globigerinoides trilobus (Reuss)

1

X

Orbulina universa d’Orb.

X

X

Fam. EPONIDIDAE

Eponides frigidus granulatus di Napoli

X

X

2

1

Eponides repandus (Fichtel e Moli)

X

3

2

1

Fam. AMPHISTEGINIDAE

Amphistegina madagascariensis d’Orbigny

65

11

X

Amphistegina radiata (Fichtel e Moli)

4

8

1

X

1

Fam. CIBICIDIDAE

Cibicides boueanus (d’Orbigny)

X

3

2

1

Cibicides lobatulus (Walker e Jacob)

1

4

7

2

Fam. PLANORBULINIDAE

Planorbulina acervalis Brady

X

1

2

18 ~

{continuaz. tah. 1)

Campioni

3

4

5

2

1

Profondità in metri

11

27

55

75

246

Popolazione totale

1300

3416

6648

5712

1804

Planorhulina mediterranensis d’Orbigny

1

3

4

Fam. ACERVULINIDAE

Acervulina inhaerens Schultze

X

1

Gypsina vesicularis (Parker e Jones)

1

2

X

Sphaerogypsina globula (Reuss)

X

1

X

Eam. CYMBALOPORIDAE

Cymhaloporetta hradyi (Cushman)

X

1

Fam. HOMOTREMATIDAE

Miniacina miniacea (Pallas)

1

X

Fam. LOXOSTOMIDAE

Loxostomum limbatum (Brady)

X

Fam. CASSIDULINIDAE

Cassidulina crassa d’Orbigny

X

2

Cassidulina laevigata carinata Silvestri

1

Cassidulina subglobosa Brady

X

2

Fam. NONIONIDAE

Chilostomella oolina Schwager

5

Nonion granosum ( d’Orbigny)

X

2

Nonion pauciloculum Cushman

X

Nonion pompilioides (Fichtel e Moli)

X

X

Astrononion stelligerum (d’Orbigny)

X

2

1

Nonionella atlantica Cushman

X

Nonionella auricula Heron Alien e Earland

X

Fam. ALABAMINIDAE

Gyroidina altiformis Stewart

1

Gyroidina umbonata (Silvestri)

1

Svratkina tuberculata ( Balkwill e Wright)

X

Fam. CERATOBULIMINIDAE

Hóglundina elegans ( d’Orbigny)

4

Mississipina concentrica (Parker e Jones)

X

Fam. ROBERTINIDAE

Robertina bradyi Cushman e Parker

X

Rohertina subterens (Brady)

X

-- 19

CONFRONTI

Costa mediterranea egiziana.

Saio e Kamel (1957) prendono in esame una ricca campionatura
raccolta presso la costa egiziana tra Rosetta e Saluin. La microfauna
rinvenuta è essenzialmente costituita da specie di acque basse che
si presentano variamente distribuite a secondo delle condizioni eco¬
logiche. Vengono quindi distinte tre associazioni in corrispondenza
dei tre tratti di costa già individuati da Shuri e Philip (1956) in
base a caratteri geomorfologici e granulometrici. Un’associazione par¬
ticolarmente specializzata è quella della Baia di Abu Qir, dove a
causa dell’acqua leggermente salmastra, si rinviene abbondantissima
(fino air80%) V Ammonia beccarii. La seconda associazione è quella
della zona di Alessandria ; qui la microfauna, prettamente marina,
è più varia e mostra prevalenza di Miliolidae e Nonionidae. La terza
associazione è quella del tratto Dekheila-Salum ; qui la microfauna,
maggiormente esposta all’erosione marina, presenta gusci più svilup¬
pati e più robusti appartenenti soprattutto alle famiglie Peneroplidae
ed Amphisteginidae.

Completamente assenti, nelle tre associazioni, risultano i planc¬
tonici, gli arenacei di tipo primitivo e tutte le forme caratteristiche
di acque profonde (Buliminidae, Uvigerinidae, Cassidulinidae).

Poco significativo risulta il confronto fra le microfaune di Beirut
e quelle egiziane poiché per queste ultime non vengono riportati i
dati delle profondità a cui sono stati prelevati i campioni. Tuttavia
è interessante notare che delle 80 specie rinvenute lungo la costa egi¬
ziana 46 sono in comune con quelle libanesi. Il tipo di associazione
ad Amphistegina e Peneroplis riscontrato lungo il tratto di costa
Dekheila-Salum potrebbe corrispondere a quella rinvenuta a Beirut
fra i 10 ed i 30 m di profondità.

Costa mediterranea d’Israele.

Reiss, Klug e Merling (1961) prendono in esame 11 campio¬
ni di fondo raccolti lungo la costa mediterranea d’Israele fra 0,54 e
182 m. Viene riportato un elenco di foraminiferi, comprendente com¬
plessivamente 74 specie, in cui le Miliolidae sono determinate soltanto

— 20

come famiglia. L’associazione più ricca è quella rinvenuta a 54 m di pro¬
fondità. Confrontando queste microfaune con quelle libanesi si nota nel¬
l'insieme una notevole analogia ; è questa infatti l’unica microfauna,
fra quelle prese a confronto, in cui sia presente il genere Heteroste-
gina. Il numero delle specie in comune sarebbe certamente più elevato
se le Miliolidae fossero state determinate specificamente. Le specie
tipicamente costiere (Asterigerinata mamilla. Rosalina bradyi. Rosa¬
lina globularis, Elphidium advenum^ Elphidium crispum, Neoconor-
bina terquemi. Peneroplis planatus, Spirillina vivipara ecc.) presen¬
tano uguale distribuzione batimetrica ; fa eccezione Amphistegina
madagascariensis, riportata unicamente alla profondità di 54 m, men¬
tre nelle acque libanesi è largamente rappresentata fra i 10 ed i
30 m. Amphistegina radiata, presente in tutti i campioni di Beirut,
si rinviene qui saltuariamente da 0,50 a 54 m. Le specie tipiche di
acque profonde, quali Bigenerina nodosaria, Bolivina alata, Bolivina
attica, BuUmina costata, Bulimina marginata, Cassidulina laevigata
carinata, Cassidulina subglobosa, Clavulina crustata, Uvigerina medi-
terranea che a Beirut compaiono dopo i 70 m, nelle acque d’Israele
sono segnalate soltanto alla profondità di 31 m.

I planctonici compaiono intorno ai 30 m con Globigerinoides
ruber, GL conglobatus e GL tenellus ; a 63 m sono anche presenti
Globigerinoides sacculifer ed Orbulina universa. Sono assenti i generi
Globigerina e Globorotalia.

Baleari.

Le microfaune delle coste delle Baleari sono state ampiamente
illustrate da Colom ( 1942). L’A. vi distingue quattro tipi di asso¬
ciazioni : 1. associazione della prateria di Posidonia ; 2. associazione
dei fondi detritici; 3. associazione della zona di passaggio dai fondi
detritici ai fondi argillosi; 4. associazione dei fondi argillosi.

La prima di queste associazioni, particolarmente ricca di fora-
miniferi a guscio porcellanaceo (Miliolidae, Peneroplidae ecc.), pre¬
senta una certa analogia con la microfauna dei 27 m di Beirut, in
cui le predette famiglie costituiscono complessivamente il 60% del¬
l’intera associazione; la forma predominante fra le Miliolidae è Sig-
moilina ovata, che invece non si ritrova alle Baleari. Qui risulta inol¬
tre assente il genere Amphistegina che è largamente rappresentato
nell’associazione dei 27 m nelle acque libanesi.

— 21

L’associazione dei fondi detritici (100-300 m) è caratterizzata da
grande abbondanza di foraminiferi a guscio arenaceo (prevalente¬
mente Textulariidae e Valvulinidae) a cui si associano Gypsina glo~
bulus ed Elphidium crispum e, in minor misura, Eponides repandus,
Cornuspira foliacea. Uvigerina mediterranea, Discorbis obtusa. Cassi-
duiina crassa, Nonion boueanum, Lenticulina calcar, Lenticulina
gibba, Cassidulina laevigata carinata. Nei campioni di Beirut la per¬
centuale più alta di Textulariidae (17%) si riscontra a 75 m di pro¬
fondità.

Passando dai fondi detritici a quelli argillosi alcune specie già
presenti al di sotto dei 300 m diventano più abbondanti (Bulimina
marginata, Lenticulina orbicularis, Clavulina crustata, Anomalina co¬
ronata, Cornuspira carinata, Ammolagena clavata, Hyalinea balthica,
Mississipina concentrica). Infine al di là dei 400 m compare l’asso¬
ciazione propria dei fondi argillosi con Bulimina affinis, Uvigerina
peregrina, Lingulina seminuda, Ehrembergina serrata ecc. Queste ul¬
time associazioni non presentano alcuna affinità con le microfaune
di Beirut che sono meno profonde e mancano dei tipici rappresentanti
di acque fredde. Notiamo tuttavia che nelle acque libanesi qualche
specie compare a profondità minore che alle Baleari ; difatti Sig-
moilina schlumbergeri, Haplophragmoides nitidum e Lenticulina pe¬
regrina che compaiono alle Baleari a 400 m, nelle acque di Beirut
sono già presenti rispettivamente alle profondità di 50 m, 75 m e
246 m.

I planctonici sono riportati a tutte le profondità ; le specie più
abbondanti sono Orbulina universa e Cloborotalia truncatulinoides,
alle quali si aggiungono, dopo i 50 m, Cloborotalia inflata e Clobige-
rinoides ruber ; dopo i 100 m compaiono le altre specie fra cui Ciò-
bigerinoides sacculifer, Clobigerina diplostoma, Clobigerinella ae-
quilateralis. Clobigerina bulloides.

Egeo.

SiDEBOTTOM (1804) in uno studio sui foraminiferi recenti della
isola di Deio provenienti dalla profondità di 14-25 m, riporta una
microfauna di 246 specie, particolarmente ricca di Miliolidae, Nube-
culariidae, Nodosariidae, Clandulinidae, Discorbidae. Confrontando
questa associazione con quelle dei campioni di Beirut si nota che il
maggior numero delle specie in comune è presentato dai campioni

22 —

n, 5 (33 specie in comune), n. 2 (35 specie in comune), n. 1 (33
specie in comune). Tuttavia per la particolare abbondanza delle Mi-
liolìdae e delle Nubeculariidae la microfauna di Deio si ravvicina
maggiormente a quella del campione n. 4. È da notare che l’alta per¬
centuale raggiunta dalla Sigmoilina ovata^ specie istituita da Side-
BOTTOM sul materiale dragato a Deio, Va però sottolineata l’assenza,
nei mari dell’arcipelago greco, dei generi Amphistegina ed Hptero-
stegina.

Jones e Parker (1860) nel confrontare i foraminiferi viventi nel
Mediterraneo con quelli dei depositi terziari, riportano alcune micro¬
faune dragate in diverse località del Mar Egeo.

La microfauna della Baia di Suda ( Creta) proveniente dalla pro¬
fondità di 73 m, discretamente varia, presenta circa il 50% delle
specie in comune con quelle di Beirut e soprattutto con iì campione
corrispondente alla profondità di 75 m.

A Syra ( Is. Cicladi, profondità 164 ni) viene segnalata una mi¬
crofauna caratterizzata da particolare varietà e frequenza di Nodo-
sariidae, Buliminidae, Uvigerinidae e Cassidulinìdae. Questo carattere
la differenzia nettamente dalle associazioni di Beirut, nelle quali le
predette famiglie, anche se presenti, non raggiungono mai alte per¬
centuali.

La microfauna di Serpho (Is. Cicladi, prof. 310 ni) presenta scar¬
sissima analogia con quelle di Beirut. Si tratta di una associazione
piuttosto povera (35 specie) in cui anche le famiglie caratteristiche
di acque profonde, quali Buliminidae, Uvigerinidae^ sono mal rap¬
presentate ; le Cassidulinidae sono completamente assenti, mentre è
ancora presente qualche Miliolidae.

Altre microfaune provenienti dai dintorni di Creta dalie pro¬
fondità di 450 e 650 m pur presentando associazioni alquanto varie
mostrano un’analogia molto limitata con le microfaune libanesi.

Carattere completamente diverso presenta infine la microfauna
proveniente dalia profondità di 914 m al largo dell’isola di Ipsara
(=Psarrà): le Nodosariidae sono ridotte a due sole specie; è scom¬
parso il genere Bulimina, le Textulariidae sono rappresentate da una
sola specie, le Miliolidae dalla sola Triloculina trigonula.

In tutte le predette località dell’Egeo sono completamente as¬
senti i generi Amphistegina ed Heterostegina.

Una migliore conoscenza dei foraminiferi del Mar Egeo è do¬
vuta a F. Parker (1958). L’A, infatti studia dal punto di vista eco¬
logico i foraminiferi di una serie di 16 carote prelevate nel Medi-

— 23

terraneo dalla Swedish Deep-Sea Expedition e di 60 campioni di fondo
raccolti nel 1948 nel Mediterraneo orientale e nel Mar Egeo dalla
Woods Hole Oceanographic Institution.

I foraminiferi planctonici sono stati trovati in tutti i campioni
dell’Egeo, tranne che nel Porto del Pireo. La loro percentuale aumenta
regolarmente con la profondità: a 50 m essi formano il 3% della
microfauna; a 100 m possono raggiungere anche il 50%; mentre fra
i 100 ed i 1000 m la loro percentuale varia dal 20 al 99%. Lungo la
costa libanese i planctonici sono già presenti alla profondità di 27 m
con Globigerinoides ruber (1%); a 50 m raggiungono la percentuale
del 4%; a 75 m 11%; a 246 m il 16%. Come si nota vi è una certa
corrispondenza, fino alla profondità di 75 m, con la distribuzione
dei planctonici nell’Egeo; a 256 m, invece, si hanno valori alquanto
più bassi nelle acque libanesi. La specie che mostra la maggiore fre¬
quenza è sempre Globigerinoides ruber. Perfetta corrispondenza vi
è per quanto riguarda la comparsa di Orbulina universa a 75 m,
mentre Hastigerina aequilateralis^ che a Beirut è presente a 75 m,
nell’Egeo è segnalata per la prima volta a 104 m. Hastigerina pela¬
gica la riscontriamo soltanto nel campione dei 246 m, mentre nel¬
l’Egeo è riportata anche a 143 m. 11 genere Globorotalia è compieta-
mente assente lungo le coste libanesi, nell’Egeo Globorotalia infiala
è riportata a 51 m e GL truncatulinoides a 366 m.

Le associazioni bentoniche dell’Egeo riportate dalla Parker mo¬
strano nell’insieme una discreta corrispondenza con quelle di Beirut ;
molte specie comuni hanno all’incirca la stessa distribuzione bati-
metrica ad eccezione di poche, fra cui :

Bulimina gibba

nell’Egec

. 71

m

a Beirut 246 m

Cassidulina laevigata

carinata

))

51

m

)) 246 m

Cassidulina subglobosa

»

179

m

» 75 m

Sigmoilina schlumbergeri

»

179

m

» 51-58 m

Siphonina reticulata

))

104

m

» 51-58 m

Gli Elphidium che nelle acque libanesi non oltrepassano i 75 m,
neH’Egeo si spingono a profondità maggiori ; Hyalinea balthica, as¬
sente a Beirut, compare dai 100 m in poi. Nel porto del Pireo, dal
quale proviene il campione meno profondo (25 m), la famiglia delle
Miliolidae presenta la percentuale più elevata (40%), come pure le

Penero plidae (6%), che sono peraltro esclusive di questo campione.
Lungo le coste libanesi le predette famiglie si presentano, a pari pro¬
fondità, ugualmente molto sviluppate { Miliolidae 45%, Peneroplidae
— Soritidae 15%), ad esse si associano però i generi Amphistegina ed
Heterostegina^ che non risultano invece presenti nell’Egeo.

Tripoli (Libia).

La microfauna della spiaggia di Tripoli studiata dalla Martinottì
(1921) presenta una tipica associazione di ambiente caldo e costiero
con grande sviluppo di Miliolidae^ Discorbidae, Peneroplidae. Sono
anche presenti, ma molto subordinatamente, Hyperammina^ Reophax^
Placopsilina, Textularia, Polymorphina, Operculina. Mancano invece
completamente i generi Uvigerina, Bulimina., Cassidulina. Paragonan¬
do questa associazione con quelle di Beirut, si nota che esse presentano
una certa analogia unicamente con i campioni raccolti a 25 m ed a
50 m di profondità.

CONCLUSIONI

Lo studio eseguito pur riguardando un numero molto limitato di
campioni, ci permette di fare delle considerazioni ecologiche di un
certo interesse.

Fino alla profondità di 27 m le microfaune esaminate hanno il
carattere di tipiche associazioni costiere, molto specializzate. Infatti
intorno alla profondità di 11 m i 2/3 della microfauna sono costituiti
da un’unica specie, V Amphistegina madagascariensis, tipica forma di
acque basse e calde, a cui si associano Heterostegina antillarum, Milio¬
lidae e Soritidae fino a costituire il 91% della microfauna. A 27 m le
Miliolidae prendono il sopravvento raggiungendo la percentuale del
45%, mentre le Amphisteginidae si riducono al 19% ; queste due fami¬
glie rappresentano, assieme alle Soritidae^ l’80% della microfauna. Fra
i 50 ed i 70 m la microfauna comincia ad assumere un aspetto molto
più vario : la percentuale del plancton diventa apprezzabile, mentre
nel benthos più famiglie sono ben rappresentate.

~ 25

A 246 m infine la microfauna appare completamente diversa : fra
gli arenacei prevalgono i Lituolidae, si fa più sentita la percentuale
di Bolivina alata e delle Cassidulinidae ed inoltre sono presenti un
gruppo di forme tipiche di acque profonde (Buliminidae, Uvigerinidae,
Hoglundina elegans e Chilo stornella oolina) completamente assenti nei
precedenti campioni.

Carattere peculiare delPassociazione bentonica delle coste liba¬
nesi è la presenza dei generi Amphistegina ed Heterostegina. Il con¬
fronto con le altre microfaune del Mediterraneo hanno mostrato che
questi generi sono limitati, nel Mediterraneo, alla estremità sud-orien¬
tale del bacino levantino. Infatti il genere Amphistegina è segnalato
lungo le coste mediterranee egiziane, d’Israele e del Libano ; mentre
il genere Heterostegina è stato rinvenuto soltanto nelle acque d’Israele
e libanesi.

Questi generi durante il Terziario avevano invece una distribu¬
zione molto più ampia nell’area del Mediterraneo ; essi infatti vivevano
così abbondantemente in alcuni ambienti litorali da assumere impor¬
tanza litogenetica.

Per quanto riguarda l’associazione planctonica osserviamo : i fo-
raminiferi planctonici compaiono nel campione n. 4, proveniente dalla
profondità di 27 m, con il genere Globigerinoides, rappresentato dalla
specie ruber. A. 51-58 m sono presenti altre due specie di Globigeri-
noides {GL trilobus e GL conglobatus) e compare il genere Globigerina
con GL bulloides, A 75 m la percentuale delle forme già comparse
aumenta mentre si aggiungono i generi Hastigerina {H. aequilateralis)
ed Orbulina. Infine a 246 m è presente anche Hastigerina pelagica e
la popolazione totale dei foraminiferi planctonici raggiunge la per¬
centuale del 16%. Il genere Globorotalia risulta completamente as¬
sente. Questo genere, anche se scarsamente rappresentato, nell’Adriatico
compare alla profondità di 172 m (Chierici, Busi e Cita, 1963);
nello Ionio è invece assente fino alla profondità di 500 m (Fierro,
1964); nell’Egeo a 51 m si rinviene Globorotalia inflata mentre GL
truncatulinoides è riportata a 366 m e GL scitula a 859 (Parker, 1955).

Si nota quindi che alcune specie tipiche del plancton mediterra¬
neo e generalmente abbondantemente rappresentate, diventano rare o
scompaiono nel Mediterraneo orientale probabilmente a causa della
temperatura e della salinità troppo elevata. Secondo i dati riportati
dalla Parker (1955) nel Mediterraneo orientale la temperatura della
acqua in superficie varia da 16° a 24°C nel bacino ionico, da 12° a

25°C nel mar Egeo e da 16° a 29°C nel bacino levantino. La relativa sali¬
nità in superficie oscilla dal 38"/oo al 39,5y,j„, tranne che in alcuni
punti in cui si sono avute eccezionali basse salinità in seguito a stra¬
ordinarie piene del Nilo. Per le temperature al fondo si hanno i se¬
guenti dati per il Mar Egeo :

a 25 m 11° - 21° C

)) 50 m 12° - 31° C

)) 100 m 13° - 18° C

» 200-300 m 13° - 16° C

)) 490 m 14° - 15° C

)) 500 m ca 14° C

A profondità superiori ai 500 m la temperatura sia nel Mediter¬
raneo orientale che nell’Egeo varia fra i 13° ed i 14° mentre la sali¬
nità, al di sotto dei 25 m, oscilla fra il 38"/oo ed il 39Y„o-

Si può quindi concludere che la microfauna delle coste libanesi
presenta fino alla profondità di circa 100 m i caratteri di una tipica
associazione di acque calde e poco profonde. Al di là dei 200 m il
benthos comincia ad assumere l’aspetto di una associazione di mare
più profondo mentre il plancton è ancora scarso e poco significativo.

OSSERVAZIONI SU ALCUNE SPECIE

Fam. LITUOLIDAE
Gen. Bdelloidina Carter, 1877
FBdelloidina sp.

Tav. 1, fig. 1.

Un solo esemplare, incompleto, dubitativamente attribuito a que¬
sto genere, è stato trovato nel campione n. 2, alla profondità di 75 m.
Esso presenta guscio arenaceo, con molto cemento calcareo, ed è costi¬
tuito da una serie di camere basse e larghe divise da suture depresse.
11 frammento è ramificato e presenta una delle superfici compieta-
mente piatta. Lascio dubbiosa la mia attribuzione poiché avendo
rinvenuto un solo esemplare non ho creduto opportuno sezionarlo

— 27 —

per riscontrarvi i caratteri interni presentati dal genere Bdelloidina^
cioè pori e setti secondari verticali. AlFestremità dei due rami è
possibile tuttavia notare un robusto setto verticale che divide in due
l’ultima camera presente.

Il gen. Bdelloidina non è molto noto. Gli esemplari di B. aggre¬
gata Carter riportati da Brady (1884 - Rept. Voy. Challenger, ZooL,
voi. 9, tav. 36, figg. 4-6) provengono dalla stazione 218A delle isole
deH’Ammiragliato, a N della Nuova Guinea, dalla profondità di
20-32 m.

Fam. MILIOLIDAE
Gen. Sigmoilina Schlumberger, 1887
Sigmoilina ovata Sidebottom
Tav. 2, fio;. 11,

1904. Sigmoilina ovata. Sidebottom : Meni. Proe. Manchester Lit. Phil. Soe., 48,
no. 5, p. 6, tav. 2, figg. 12-13.

1921. Sigmoilina ovata. Martinotti : iVtti Soe. It. Se. nat. Milano, 59, p. 276.

Questa specie è largamente rappresentata lungo la costa di Beirut
fra i 10 ed i 30 m di profondità; nel campione n. 4 costituisce il
23% dell’intera associazione. I gusci rinvenuti sono molto rigonfi
ed hanno un diametro longitudinale che raggiunge al massimo 0,5-
0,6 mm. Essi hanno contorno ovale e mostrano all’esterno 6 o 7 camere
di forma tubolare. Ciascuna camera presenta, lungo i margini laterali,
due bande di colore diverso da quello del restante guscio, spesso sono
quasi nere. L’apertura porta un piccolo dente semplice, talvolta
un po’ slargato all’estremità.

I tipi di questa specie provengono dalle accfue poco profonde
dell’isola di Deio (15-25 m); viene inoltre riportata fra i foraminiferi
della spiaggia di Tripoli illustrati dalla Martinotti (1921).

Fam. NUMMULITIDAE
Gen. Heterostegina D’Orbigny, 1826
Heterostegina antillarum d’Orb.

Tav. 5. figg. 3-7.

1839 Heterostegina antillarum. d'Orbigny, in De la Sacra; Misi. phys. nat. Cuba,
p. 122. tav. 7, figg. 24-25.

1922. Heterostegina antillarum. CusiiMAN: Pubbl. 311. Carnegie Inst. Washington,
p. 57, tav. 10, fig. 5.

— 28 —

1930. Heterosteglna anLÌllarum, Cushman : Smith. Inst. U.S. Nat. Mus., Bull. 104.

pt. 7, p. 33, tav. 12.

1964. Heterosteglna antillarum. Hofker, Studies on thè fauna of Curarao and uther

Carihhean islands, 21, p. 113, fìg. 273.

Guscio di piccole dimensioni per il genere ( gli esemplari più
sviluppati raggiungono un diametro di mm 1,7), compresso, piuttosto
rigonfio nella regione umbonale, lievemente ondulato ; un lato è leg¬
germente più convesso dell’altro, che è quasi piatto ; suture distinte,
molto arcuate, delimitano numerose camere (15-18 nell’ultimo giro),
che sono divise in camerette per circa metà della loro lunghezza. Le
camerette cominciano a formarsi progressivamente dal margine peri¬
ferico di ciascuna camera dopo il primo giro, le cui camere sono com¬
pletamente indivise (tav. 5, fig. 3). In tutti gli esemplari rinvenuti
le porzioni interne delle logge appaiono chiaramente indivise e for¬
mano intorno all’umhone una caratteristica figura a rosetta.

Gli esemplari libanesi non corrispondono perfettamente al tipo
di d’ORBiGNY, da cui si differenziano per presentare logge meno nu¬
merose, meno alte e più irregolarmente suddivise. Una migliore corri¬
spondenza mostrano invece con le figure di H. antillarum riportate
da Hofker (1964). L’incompleta divisione delle logge li differenzia
chiaramente dalla H. suborhicularis. Difatti le figure 5 e 6, che in
Fornasini (1903) rappresentano questa specie dai disegni inediti di
d’ORBiGNY, non mostrano questo carattere; mentre la fig. 7, che po¬
trebbe ravvicinarsi agli esemplari del Libano, è ritenuta da Fornasini
un individuo giovane. Nel materiale studiato sono stati rinvenuti esem¬
plari appartenenti ai diversi stadi di sviluppo, per cui è stato possi¬
bile osservare che la divisione delle logge in camerette è incompleta
anche negli individui adulti.

L’i/. antillarum fu rinvenuta da d’ORBiGNY a Cuba e Jamaica;
da Cushman a Dry Tortugas (Florida) e lungo le coste del Brasile
(stazione D-2758 Albatross) ; da Hofker alle Piccole Antille. Nel
Mediterraneo questa specie è segnalata ora per la prima volta. Lungo
le coste mediterranee d’Israele è riportata da Reiss, Klug e Merlin
(1961) la H. suborhicularis.

— 29 —

Fam. AMPHISTEGINIDAE
Gen. Amphistegina (I’Orbigny, 1826
Amphistegina madagascariensis cI’Orb.

Tav. 5, figg. 2 a-b.

1826. Amphistegina madagascariensis. D’Orbigny : Ann. Se. Nat., voi. 7, j). 304.
1903. Amphistegina madagascariensis. Fornasini; Rencl. Acc. Se. Ist. Bologna, 7,
p. 3, tav. 2, fig. 5.

1921. Amphistegina lessonii var. madagascariensis. Cushman: Smith. Inst. U. S.
Nat. Museum, Bull. 100, 4, p. 372.

1954. Amphistegina madagascariensis. Cushman. Todd e Post: U. S. Geol. Surv.

Prof. Paper 260-H, p. 362, tav. 90, figg. 1, 2.

1959. Amphistegina madagascariensis. Graham e Militante: Stanford Gniv. Pubi.,
Geol. Se., 6, no. 2, p. 104, tav. 16, figg. 9-11.

1961. Amphistegina madagascariensis. Reiss, Klug e Merlino: Geol. Surv. Israel,
BulL, 32, p. 28.

1965. Amphistegina madagascariensis. Todd: Smith, Inst. U. S. Nat. Museum, Bull.
161, p. 34, tav. 11, fig. 3, tav. 12, figg. 1-2.

È largamente rappresentata lungo la costa libanese specialmente
tra i 10 ed i 30 m di profondità; nel campione prelevato ad lini
costituisce il 65% della microfauna a foraminiferi. 1 gusci sono per

10 più irregolarmente biconvessi ; quelli dei campioni più litorali sono
spesso di colore arancione chiaro, sono più grandi e più rigonfi. Gli
esemplari più sviluppati raggiungono un diametro di mm 1,3-1. 5 ed
uno spessore di mm 0,8 (talvolta lo spessore è quasi uguale al dia¬
metro). Le suture, specialmente sul lato spirale, appaiono confuse.

11 numero delle camere è meglio visibile sul lato ombelicale e varia
da 9 a 15 nell’ultimo giro. Sul lato ombelicale sono chiaramente visi¬
bili le (( camerette stellari » determinate dalle lamine dentarie (tooth-
plates) che dividono in due le camere normali. Le suture fra le camere
sono curve all’indietro e lo stesso andamento seguono le camerette
stellari, le cui estremità esterne non raggiungono il margine perife¬
rico del guscio che è bordato da una carena appena limbata. L’aper¬
tura è rappresentata da una fessura provvista di un labbro orlato da
papille. In prossimità dell’apertura il guscio è ricoperto da granula¬
zioni più o meno numerose.

Questa specie, originariamente descritta dal Madagascar, è stata
spesso confusa con la A. lessonii da cui peraltro si distingue per essere
più rigonfia, più inegualmente biconvessa e per il minor numero di
camere ; presenta tuttavia un notevole grado di variabilità dipendente

— su —

pro}3abilmente dalla profondità. Essa ha un’ampia distribuzione nel¬
l’area equatoriale ed è soprattutto caratteristica di acque basse. Alle
isole Marshall (Cushman, Todd e Post, 1954) è largamente rappre¬
sentata sia nelle lagune, sia sui bordi esterni ( outer slopes) delle sco¬
gliere dove raggiunge percentuali anche superiori al 50%. Alle Filip¬
pine (Cushman, 1921) si trova associata alla A. lessonii specialmente
al di sotto dei 50 m di profondità, ma è meno frequente di quest’ultima
specie. Anche nelle raccolte fatte dall’ALBATROSS nel Pacifico sud¬
orientale è ampiamente rappresentata sia nelle associazioni litorali che
in quelle di laguna. Nel Mediterraneo questa specie è stata già segna¬
lata lungo le coste d’Israele (Reiss, Klug e Merling, 1961) e viene
citata ora per la prima volta nelle acque libanesi. Non mi risulta che
sia stata rinvenuta a latitudini più alte.

AmpJiistegina radiata (Fichtei. e Mole)

Tav. 5. figg. 1 a-1).

1798. Nautilus radiatiis. Fichtel e Mole: Testacea iiiieroseopiea, p. 58, tav. 8.
figg. a-d.

1895. Ampliistegina radiala. Chafmain : Proe. Zoo], Soe. London, p|). 45-17. tav. 1,
figg. 8-10, 12.

1915. Amphistegina lessonii var. radiata. Hekon-Ai.len e Earlaind: Trans. Zool.
Soe, London, 20. p. 736.

1921. Amphistegina lessonii var. radiata. CT shman ; Smith. Inst. U. S. Nat, Mus.,
Bull., 100, 4, pp. 372-373.

1924. Amphistegina radiata. Cushman: Carnegie Inst. Washington, Pubi. 342, p.
49, tav. 17. figg. 1. 2.

1949. Amphistegina radiata. Saio: Cush. Lah. Foram. Res., Spee. Pubi. 26. p. 38,
tav. 4, fig. 10.

1954. Amphistegina radiata. Cushman, Todd e Post: U. S. Geol. Surv. Prof. Paper
260-H, p. 362, tav. 90, fig. 3.

1961. Amphistegina radiata. Reiss, Klug e Merlino: Geol. Surv. Israel. Bull, 32,

p. 28.

1965. Amphistegina radiata. Todd: Smith. Inst. LI. S. Nat. Mus. Bull. 161, pp. 34-
35, tav. 13. figg. 1-3, tav. 14, figg. 1-3.

Questa specie è presente in tutti i campioni ma con frequenza
minore e con esemplari più piccoli della A. madagascariensis. I gusci
sono bianchi e acutamente carenati ; talvolta sono poco rigonfi e ugual¬
mente biconvessi, talvolta con lato spirale quasi piatto e lato ombeli¬
cale [)iù convesso. Le suture sono ben visibili; esse si estendono quasi
radialmente per circa metà della loro lunghezza, poi si inflettono ad

— 31 —

angolo retto alFindietro fino a raggiungere il margine periferico. Alle
suture si aggiungono, sul lato spirale, tubercoli più o meno sviluppati.
Il numero delle camere varia da 9 a 15 nelFultimo giro. Le camerette
stellari, generalmente più sottili che in A, madagascariensis, sono in
alcuni esemplari poco visibili. Le aree umbonali sono occupate su
ambo i lati da un bottone più o meno sviluppato, attraverso il quale
talvolta si intravede il proloculus. L’apertura, a forma di fessura, è
circondata da papille variamente sviluppate.

Questa 'specie è stata originariamente descritta dal Mar Rosso,
dove ha una larga distribuzione (Saio, 1949) nell’area delle scogliere
coralline. I gusci provenienti dalle acque più basse sono generalmente
più piccoli di quelli delle acque più profonde. È stata trovata da
CusHMAN (1921) alle Filippine, da Cushman e Tono (1954) nelle
acque profonde degli atolli di Bikini e di Eniwetok. Nelle raccolte
delFAlbatross nel Pacifico sud-orientale non è stata trovata abbon¬
dante in nessun luogo (Todd, 1965). Nel Mediterraneo è riportata da
Saio e Kamel (1956) lungo le coste egiziane e da Reiss, Kluc e
Merlino (1961) per le coste d’Israele. È citata ora per la prima volta
nelle acque di Beirut.

Istituto di Paìeoiitoìogia deìVU niversità di Napoli, gennaio 196H.

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1-28, Washington.

3

TAVOLA 1.

Fig.

1.

— ?B(ìelloidina sp.

xlT

Fig.

2.

— Rahdammina sp.

X 12

Fig.

3.

— Reophax scorpiurus iVIontfort

x75

Fig.

4.

— Animo scalaria pseudospiralis (Will.)

X SO

Fig.

.3.

— Ammotium cassis (Parker)

x6.3

Fig.

6.

— Ammoscalaria teniiimargo (Brady)

x45

Fig.

7.

— Siphotextularia concava (Karrer)

x6.3

Fig.

8.

— Clavulina crustata (Cush.)

x25

Fig.

9.

— Alveophragniium nitidum (Goes)

x60

Fig.

10.

— Textidaria conica (FOrh.

xlOO

Fig.

11 a

-Uh. — Texlularia calva Lalieker

x75

Boll. Soc. Nat. in Napoli, 1968

Monchakmont Zei M., / foraminiferi di alcuni
campioni di fondo, ecc. Tav. 1.

TAVOLA 2.

Fi..

la-1!).

— Qidnqaeloculina

intricata Terquem

X 45

Fi..

2a ■ 21).

— Quinquelociiìina

dutliiersi Srhlum.

x40

Fi..

3.

— Quinqiieloculinu

undulata d’Orb.

X 60

Fig.

4a - 41).

— Massilina secati s

d'Orb.

x35

Fig.

5.

— Biloculinella labiata (Schluni.)

x65

Fig.

6a - 61).

— Qidnqueloculina

radiosa Terquem

X 40

Fig.

7a- 71).

— Qidnqueloculina

agglutinans (FOrb.

x60

Fig.

8.

— Quinqueloculina

pulchella d’Crb.

x30

Fig.

9.

— Quinqueloculina

disparilis d’Orb.

x40

Fig.

10.

— Miliolinella suhlineata (Brady)

x50

Fig.

ri.

— Sigmoilina ovata

Sidebottom

x70

Boll. Soc. Nat. in Napoli, 1968

MonchakmoNt Zei M., / foraminiferi di alcuni
campioni di fondo, ecc. Tav. 2.

TAVOLA 3.

Fig.

1.

— Peneroplis pÌMnatus (F. e M.)

X 40

Fig.

2.

— Sorites marginalis (Lamarek)

x35

Fig.

3.

— Nodoplìthalmidium antilìarum (Cush.)

x70

Fig.

4.

— Peneroplis proteus d’Orl).

x55

Fig.

5.

— Peneroplis pertusus (Forskal)

x75

Fig.

6a .

■ 61). — Articidina mucronata (d’Orb.)

(esemplari giovani)

x70

Fig.

7.

— Hauerina bradyi Ciisli.

x70

Fig.

8.

— Parrina hradyi (Millett)

x70

Fig.

9.

— Spiroloeuìina ornata (FOrli.

x50

Fig.

10.

— Spiroloeuìina grata anguìata Cush.

x55

Boll. Soc. Nat. in Napoli, 1968

Moncharmont Zei M., / forantiniferi di alcuni
campioni di fondo, ecc. Tav. 3.

1

TAVOLA 4.

Fig. 1. — Astacolus crepidiilus (F. e M.) x 40

Fig. 2. — Uvigerina hermudezi Acosta x70

Fig. 3. — Uvigerina mediterranea Hofker x 60

Fig. 4. — Astrononion stelli gerum ((rOrh.) x 100

Fig. 5. — Cibicides lobatulus (W. e J.) x 50

Fig. 6. — liosalina globularis (FOrl). x 60

a) veduta spirale
h) veduta ombelicale

Fig. 7. — Tretomplialiis concinnus (Brady) x 85

a) veduta spirale

b) veduta ombelicale

Fig. 8, — Tretornphalus planus Cusb. x75

a) veduta spirale

b) veduta ombelicale

Fig. 9. — Cymbaloporetta bradyi (Cusb.) x75

a) veduta spirale

b) veduta ombelicale

Boll. Soc. Nat. in Napoli, 1968

MoncharmoNt Zei M., / foraminìferi di alcuni
campioni di fondo, ect\ Tav. 4.

TAVOLA 5.

Fig. 1. -- Amplìistegina radiala (F. c M.)

a) veduta spirale
h) veduta ombelicale

Fio;. 2. — Ain plìistegina madagascariensis d’Orb.

a) veduta spirale

b) veduta ombelicale

Fig. .3. - 6. — Heterostegina antiìlariun d’Orb.

(esemplari in diversi stadi di sviluppo:
3 x80; 1 x65; 5 x 40 ; 6 x l5)

Fig. 7a - 7b. — Heterostegina antilìarum d’Orb.

(esemplare adulto visto dai due lati)

x85

x50

x45

Boll. Soc. Nat. in Napoli, 1968

Moncharmont Zei M., / joraminijeri di (deuni
campioni di fondo, ecc. Tav. S.

TAVOLA 6.

Fia:. L — Aiiervulina inhaerens Sehultze x 50

Fig. 2. — Hò^lundìna elegans (fFOrb.) x 60

a) veduta spirale
1>) veduta ombelieale

Fig. 3. — Mississipina concentrica (P. e J.) x 45

Fig. 4. — Eponides repandus (F. e M.) x 45

a) veduta spirale

b) veduta ombelicale

Fig. 5. — Asterigerinata mamilla (Will.) x 95

a) veduta spirale

b) veduta ombelicale

Fig. 6. — Glohigerinoides ruì)er (d’Orb.) x 70

a) veduta spirale

b) veduta ombelicale

Boll. Soc. Nat. in Napoli, 1968

Mcnch ARMONI' Zei M., / foraminìferl di alcuni
campioni di fondo, ecc. Tav. 6.

Boll. Soc. Natur. in Napoli
voi. 77, 1968, pp. 35-49, 4 figg.

Studi geologici e applicazioni geofisiche
in alcuni problemi di ingegneria civile
in Puglia e Lucania

Nota del Socio BRUNO RADINA
(Tornata del 23 febbraio 1968)

Riassunto. — Nello studio di alcune importanti opere d’ingegneria civile, la col¬
laborazione tra Geologia tecnica e Geofisica si è dimostrata assai proficua ed economica¬
mente vantaggiosa.

I casi esposti riguardano :

a) Studio di una sezione trasversale del fiume Lato (prov. di Taranto) per la
impostazione di una diga in terra.

b) Ricerca dello spessore di un deposito costituito da detrito di frana e di
falda (diga sul T. Camastra, prov. di Potenza).

c) Condizioni idrogeologiche delPalveo del fiume Rasento, in vista delFuti-
lizzazione di questo come canale naturale.

I metodi geofisici che hanno presentato maggiore interesse pratico sono stati
quello dei sondaggi elettrici verticali e quello della sismica a rifrazione.

Alcuni dei risultati deH’interpretazione geofisica tradotti in termini geologici,
hanno dimostrato, alla verifica diretta, una buona attendibilità.

Summary. — In thè study of some important works of Civil Engineering, thè
cooperation between technical geology and applied geophysics has been very useful,
even from an economie point of view.

The following cases have been considered t

a) A study of a transverse section of thè river Lato (district of Taranto) in
view of building an earth dam ;

b) A research of thè thickness of talus or landslide deposits for thè building
of an earth dam on thè Camastra stream in thè district of Potenza ;

c) The hydrologic and geologie conditions of thè bed of thè Basente river,
in view of its utilization as a naturai channel.

The geophysical methods that have proved most efficent from a practical point
of view are thè electrical well loging and thè geophysical seismic method.

Some of thè results of thè geophysical study were interpreted from thè geolo¬
gica! of view and proved to be sufficienti reliable.

— 36 —

Introduzione e finalità del lavoro

In questi ultimi anni la collaborazione tra Geologia tecnica e
Geofisica applicata nello studio di opere di Ingegneria civile parti¬
colarmente importanti sotto i profili tecnico ed economico (ad es.
dighe, fondazioni, gallerie, ricerca di acque sotterranee, bonifiche, ecc.)
è stata sempre più largamente attuata e sempre più si è dimostrata
proficua.

In generale l’impiego di metodi geofisici è particolarmente ne¬
cessario quando le condizioni geologiche delle formazioni (in super¬
ficie e, più di frequente, in profondità) si prospettano complesse o
mal definibili. Il vantaggio che la prospezione geofisica, in ogni caso,
assicura al fine di una migliore conoscenza geologica dell’area inte¬
ressata, è quello di ridurre le ricerche dirette (esplorazione geologica
del sottosuolo mediante scavi e perforazioni). Queste possono essere
piuttosto costose o talora risultano sproporzionate all’interesse pratico
della ricerca ; in altri casi sono poi troppo lente rispetto alla possi¬
bile esigenza di dover disporre di dati entro un tempo assai breve.

Il problema della collaborazione tra Geologia e Geofisica nello
studio di problemi tecnici applicativi riveste importanza determi¬
nante anche sotto il profilo della economicità dello studio stesso. Que¬
sto aspetto non va appunto trascurato nell’ambito del programma delle
indagini e ricerche, direttamente connesse con la conoscenza del suolo
e del sottosuolo, che ora sono in atto o in programma nelle regioni
meridionali e che riguardano la realizzazione o la impostazione di
grandi opere di Ingegneria civile, da parte di Enti pubblici e privati.

Come è noto ancor oggi l’ordinato sviluppo della Puglia e della
Lucania è infatti in parte legato alle trasformazioni fondiarie e a un
più razionale sfruttamento delle risorse naturali.

Sotto quest’ultimo aspetto appare utile rendere noti i risultati
di alcune indagini di Geologia tecnica e di prospezioni geofisiche ese¬
guite in ausilio alle ricerche geologiche. La Geofisica ha spesso trovato
un campo di applicazione, talora solo per confermare la soluzione di
problemi geologici già ritenuta attendibile ; in altri casi, per fornire
ulteriori elementi di giudizio, validi per una ponderata scelta della
soluzione geologica più verosimile ; infine a volte per accertare in
loco caratteristiche tecniche del terreno interessanti ai fini della ricerca.

I risultati dell’interpretazione geofisica che verranno esposti, tra¬
dotti in termini geologici in parte direttamente verificati, hanno fra

— 37 —

l’altro anche un interesse pratico. Essi possono infatti essere assunti
come termini di confronto, sia pure del tutto indicativi, nei problemi
che sotto l’aspetto della natura e della giacitura delle rocce, risultano
analoghi a quelli già studiati e risolti.

La presente nota s’inquadra nell’ambito delle attività e delle ri¬
cerche che l’Istituto di Geologia e Paleontologia dell’Università di
Bari svolge nel campo della Geologia Applicata nelle regioni meridio¬
nali, in collaborazione talora anche con Enti pubblici e privati. L’Autore
ringrazia il Direttore dell’Istituto, Prof. Adriano Valduga, per i sug¬
gerimenti che egli ha dato durante il lavoro. Desidera inoltre ringra¬
ziare la Presidenza dell’Ente dell’Irrigazione e Trasformazione Fon¬
diaria in Puglia e in Lucania, che gli ha permesso di utilizzare i
risultati di ricerche applicative da esso finanziate, inoltre la Geosonda
s. p. a, Roma e la Fondazione Ing, C. M, Lerici del Politecnico di
Milano, per la cura e l’interesse con il quale esse hanno condotto le
indagini geofisiche nonché per la collaborazione nell’interpretazione
dei risultati.

I CASI STUDIATI

Si illustrano quelli fra i problemi studiati che sono apparsi più
interessanti e significativi, sia per l’interesse generale sia per i risultati.

Per raggiungere lo scopo prefisso, ossia la migliore conoscenza
geologica delle aree interessate dai progetti in corso di studio, si è
generalmente seguita quella che appunto appare la più logica suc¬
cessione di impiego dei mezzi di indagine : rilevamento geologico di
superficie, possibilmente integrato dall’esame delle foto aeree ; scelta,
in relazione alle condizioni geologiche individuate o supposte, del
metodo e dei metodi geofisici più favorevoli per risolvere i problemi ;
esecuzione delle prospezioni geofisiche ed interpretazione dei dati
ottenuti ; eventuale accertamento o controllo delle interpretazioni geo¬
logiche, tramite perforazioni meccaniche.

1) - Studio di una sezione trasversale di un corso d’acqua per Vimpo-

stazione di una diga in terra.

Località ■ Contrada Passo di Giacobbe, nel bacino del fiume Lato
(prov. di Taranto). Tav. I SE « Masseria Casamassima » del foglio

201 (( Matera ».

— 38 —

Gli accertamenti geologici, — Nella sezione della
stretta prescelta si rilevano in superficie i seguenti terreni :

a) in alveo, depositi sabbioso-limosi con lenti o letti di ciottoli,
incisi per qualche metro dal corso d’acqua ;

b) nelle parti basse e medie dei versanti, argille grigio-azzurre
e argille limose e sabbiose giallo-ocracee ;

c) nelle parti alte dei versanti, sabbie o conglomerati, ora
granulometricamente abbastanza bene distinti, ora in associazione al¬
quanto caotica.

Le rocce affioranti nelle aree b) si possono facilmente identificare
con quelle della ben nota formazione pliocenico-calabriana delle Ar¬
gille grigio-azzurre della Fossa bradanica, i depositi sabbiosi e con¬
glomeratici delle aree c) sono riferibili alla seconda fase della locale
regressione post-calabriana ( 1).

Il passaggio dalle Argille grigio-azzurre l.s. alle sabbie e ai con¬
glomerati è osservabile (sugli opposti versanti) a quote che sarebbero
inferiori di qualche metro a quella del massimo invaso del bacino
artificiale in progetto.

Nei punti dell’alveo nei quali sono stati eseguiti i sondaggi geo¬
gnostici, il substrato dei depositi alluvionali è apparso costituito dalle
Argille grigio-azzurre : lo spessore di questi depositi resta mediamente
compreso tra i m 6 e 8 (in vicinanza delle sponde) ed i m 14 e 16
(in alcuni punti della zona centrale dell’alveo). I depositi alluvionali,
già a qualche metro al di sotto del p.c. mostrano di essere poco assor-
riti granulometricamente ; spesso le frazioni ciottoloso-sabbiose, ovvero
quelle limoso-siltose, appaiono concentrate in lenti o letti.

In merito alle condizioni idrogeologiche delle rocce della
(( stretta », è stato possibile verificare anche tramite prove dirette di
assorbimenti d’acqua che :

— le Argille grigio-azzurre sono praticamente del tutto imper¬
meabili ;

— le sabbie e i conglomerati delle parti alte dei versanti sono
a luoghi mediamente o scarsamente permeabili per porosità (a se¬
conda della distribuzione e frequenza della frazione psammitica) ;

(1) B. RadiNA, 1967. « Geologia dei dintorni di Laterza e di Ginosa {prov. di
Taranto e di Muterà) ». Boll. Soc. Nat. in Napoli, LXXVI, Napoli.

— 39

— i depositi alluvionali hanno tipo di permeabilità assai simile,
nelle modalità, a quello della sabbie e conglomerati ora ricordati :
quantitativamente, gli assorbimenti idrici sono, qui, condizionati dalla
maggior presenza dei materiali ciottolosi e di quelli limoso-siltosi.

L’ indagine geofisica. — È stata eseguita con la fina¬
lità di ;

a) cercare di ottenere un maggiore numero di informazioni
sulle condizioni litostratigrafiche dei depositi alluvionali d’alveo, da
confrontare con le informazioni direttamente raccolte tramite i son¬
daggi geognostici, allo scopo di individuare il più probabile spessore
dei depositi stessi, nonché la topografia del tetto del substrato imper¬
meabile (Argille grigio-azzurre);

b) valutare lo stato di costipazione e di consistenza dei terreni,
in corrispondenza della sezione di sbarramento.

Per il primo accertamento si è ritenuto consigliabile impiegare
il metodo dei sondaggi elettrici verticali (S.E.V.), per il secondo è
stato usato il metodo sismico a rifrazione. I risultati ottenuti da cia¬
scuno dei due metodi hanno consentito inoltre la migliore interpreta¬
zione dei dati ricavati dall’altro (2).

Correlazione dei risultati della geofisica
con i dati geologici. — Dal confronto tra i risultati dei S.E.
con quelli dell’indagine geologica compiuta in superficie ed in pro¬
fondità (sondaggi meccanici), sono apparse possibili localmente le
seguenti correlazioni (fig. 1):

Resistività Tipi litologici

25 - 50 ohm • m

50 - 100 ohm • m
100 - 200 ohm • m
100 - 200 ohm • m

Terreno vegetale, detrito, terreni superficial¬
mente alterati.

Alluvioni prev. limose.

Alluvioni prev. ghiaiose.

Conglomerati e sabbie in associazione per lo
più caotica.

(2) Le esplorazioni geofisiche sono state eseguite dalla « Geosonda )) S. p. a.
Roma. Su un’area di circa mq 9.000 sono stati fatti 25 sondaggi elettrici e sono state
rilevate quattro linee sismiche (delle quali una grosso modo coincidente con il pro¬
babile asse dello sbarramento e le altre tre trasversali alla prima).

— 40

DEPOSITI D’ALVEO NELL’ALTO CORSO DEL F. LATO

Schema stratigrafico indicativo, con valori medi degli assorbimenti
d’acqua e delle resistività.

TERRENI ATTRAVERSATI

prof

m

p.c.

l/m i n m

0 hm m

Terreno vegetale limoso-argiìioso inglo¬
bante ghiaia e ciottoii.

Sabbie calcaree piuttosto fini alterna¬
te a straterelli di ciottoli.

Ghiaietto e ciottoii in matrice sabbioso
limosa; qualche lente sabbioso-argil Iosa

Limi sabbiosi giallastri, inglobanti ele¬
menti ciottolosi.

Argilla grigio-azzurra, talora legger¬
mente limoso-sabbiosa.

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1004-200

100 -4200

50-4100

6 — 20

Fig. 1

— 41 —

20 - 100 ohm • m Sabbie e sabbie limose e argillose.

6 - 20 ohm • m Argille sabbioso-limose giallastre e Argille gri¬

gio-azzurre.

In base a queste interpretazioni si è avvalorata la ipotesi di lavoro
che la formazione delle Argille grigio-azzurre impermeabili rappre¬
sentano il substrato continuo su tutto il fronte della sezione di sbarra¬
mento ; si è rilevato altresi che tale substrato si ritrova a quote econo¬
micamente raggiungibili dal diaframma di tenuta dello sbarramento
e che il tetto delle Argille grigio-azzurre risale con continuità sugli
opposti versanti a quote superiori a quelle previste per il massimo
invaso.

L’indagine geosismica ha indicato l’esistenza, lungo tutta la sezione
di sbarramento, di un mezzo di sufficiente spessore, con velocità di
onde sismiche nel complesso uniforme (1,65 - 1,75 km/sec), sottostante
a un mezzo superficiale a bassa velocità. La linea di separazione tra
questi due mezzi non corrisponde in genere ad alcuna superficie limite
tra formazioni diverse. Essa va intesa come limite tra un complesso
superficiale poco addensato ed uno sottostante, più addensato. A questo
ultimo possono corrispondere, da zona a zona, più di frequente la
formazione delle Argille grigio-azzurre, ovvero i depositi alluvionali
d’alveo a grana media e fine, più costipati.

Si può concludere che già a 5 - 8 metri di profondità, dovrebbero
trovarsi terreni di fondazione con discrete caratteristiche elastiche, in
relazione ai carichi che gli stessi dovranno sopportare. In definitiva
il valore del modulo di Young dinamico che si è ricavato (con velocità
delle onde elastiche 1,65 - 1,75 km/sec, coeff. di Poisson 0,20, densità
media delle rocce 2,2 tonn/m^) e che è pari a 5x 10^ kg/cm^, appare
abbastanza soddisfacente, tenendo conto del tipo di diga da progettare
(in materiali sciolti) e della natura delle rocce che dovranno costituire
il piano di fondazione.

2) - Ricerca dello spessore' di un deposito costituito da detrito di frana
e di falda.

Località - Torrente Camastra, affluente di destra del fiume Basente
(prov. di Potenza). Tav. IV SO a Trivigno » del foglio 200 « Tricarico »
(ex (( Laurenzana »).

42 —

Gli accertamenti geologici, — Sulla sponda destra
del T. Camastra, il più esteso affioramento su cui poggia la spalla
della diga in terra di Ponte Fontanelle (3) è rappresentato da una
coltre di frana e di falda. Questo detrito, in parte abbastanza assestato,
è costituito da una matrice fondamentale terroso-sabbiosa, a luoghi
limoso-argillosa, entro la quale sono inglobati frammenti a spigoli vivi
di varie dimensioni (si notano talora blocchi di diversi metri cubi)
di arenarie quarzose grigiastre e giallastre ; subordinatamente si tro¬
vano pure frammenti di calcari marnosi e di marne, tutti di dimensioni
piuttosto piccole. Il lembo detritico poggia per la maggior parte su
strati prevalentemente marnoso-argillosi a luoghi affioranti in alveo e
riferibili dal punto di vista stratigrafico ad un flysch arenaceo-marnoso-
argilloso ben esteso nel bacino del T, Camastra, Va notato che nella
parte alta e media del versante destro questo flysch è prevalentemente
arenaceo.

La coltre detritica deriva dalla disgregazione del flysch affiorante
nell’alto versante e da dissesti e frane che possono aver interessato,
in vari periodi e in vario grado, la parte del flysch più decisamente
marnoso-argillosa.

Le indagini geognostiche dirette (sondaggi, trincee, cunicoli) ese¬
guiti in alcuni punti della coltre detritica hanno rilevato che la stessa
è assai caotica per uno spessore dell’ordine di m 15 - 20. Al di sotto,
per uno spessore di 10 - 15 metri si può riconoscere nella coltre una
maggiore uniformità dei frammenti arenacei ed una certa regolarità
nella giacitura di questi fra letti argilloso-sabbiosi. La parte inferiore
del detrito Ls. può insomma essere rappresentata da pacchi di strati di
arenarie ( appartenenti alla porzione prevalentemente arenacea del
flysch), fratturati e scompaginati per acconsentimento al pendio del
versante.

L’ indagine geofisica e l’ interpretazione dei
risultati. — È stata eseguita per precisare ed estendere le infor¬
mazioni sullo spessore della coltre detritica di frana e di falda e quindi
per individuare la topografia del tetto del flysch ; inoltre per avere
un orientamento, sia pure del tutto preliminare, sul comportamento
meccanico dei materiali della coltre stessa. È stato ritenuto consiglia-

(3) B. RadiNa, 1967. a Studi geologici per lo sbarramento del T. Camastra nel
bacino del F. Basento {App. lucano) », « Geologia Tecnica », n. 2, Milano.

— 43 —

bile di utilizzare contemporaneamente il metodo geoelettrico (Son¬
daggi elettrici verticali) e quello sismico a rifrazione (4).

L’esame statistico dei sondaggi elettrici compiuti ha posto in ri¬
lievo una buona rispondenza tra gli spessori degli ammassi per i quali
la sismica di rifrazione ha indicato valori bassi di velocità e gli spes¬
sori di quelli caratterizzati da elevata resistività. I terreni con resisti¬
vità media di 200 ohm m risultano avere grosso modo una velocità
sismica di 1000 m/sec; i sottostanti terreni caratterizzati da resisti¬
vità pari a 20 ohm m dovrebbero corrispondere al flysch in posto,
che rileva una velocità sismica dell’ordine di 2400 m/sec (fig. 2).

Il valore alquanto elevato della resistività sembrava confermare
che la gran parte della coltre detritica anche in profondità non è
rappresentata da materiale argilloso : circostanza questa che si era
già avuto modo di osservare direttamente sia in alcuni spaccati natu¬
rali, sia attraverso l’esame dei campioni provenienti dai sondaggi mec¬
canici.

In conclusione, pur nella difficoltà di dare ai parametri geofisici
misurati in fase di rilievo un chiaro ed univocahile significato geologico
e geotecnico (difficoltà dovuta in gran parte alla caoticità ed etero¬
geneità litologica della coltre detritica) l’indagine geofisica svolta alla
luce dei risultati geognostici acquisiti ha permesso le seguenti interes¬
santi osservazioni (fig. 2):

a) il mezzo più superficiale, dello spessore di 5 - 8 m è carat¬
terizzato da velocità comprese tra 0,4 e 0,8 km/sec può rappresentare
il terreno agrario e la parte più alta del detrito di falda e di frana
(( aerata » e poco o nulla costipata. Il valore della resistività di questi
materiali, mediamente compreso tra 50 e 70 ohm m, fa ritenere pos¬
sibile che i materiali stessi possano essere caratterizzati da un certo
contenuto di argilla.

b) al di sotto, il mezzo nel quale, in media, la velocità è di
1 km/sec (resistività di 100-200 ohm m), può essere interpretato come
un terreno sciolto per lo più incoerente (o lapideo, piuttosto intensa¬
mente fratturato), abbastanza bene assestato. Esso può assimilarsi alla
parte inferiore della coltre detritica di frana e di falda, e probabil¬
mente costituisce la porzione più elevata degli strati arenacei del flysch
scompaginati e fratturati per acconsentimento al pendio del versante.

(4) Le esplorazioni geofisiche sono state eseguite dalla « Fondazione Ing. C. M,
Lerici » del Politecnico di Milano. Su una superficie di circa mq 8000 sono stati
rilevati n. 24 S.E. ed esplorati 3500 m di profilo a rifrazione.

— 44 —

CONFRONTO TRA SEZIONE GEOLOGICA. SEZIONE GEOELETTRICA
E SEZIONE SISMICA. CT. Camastra}

Detrito di falda
e di frana.

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acconsentimento gravita—,
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Fig. 2.

— 45

Lo spessore totale di questi materiali può essere valutato intorno ai
20 metri.

c) le velocità pari o superiori ai 2,4 km/sec si riferiscono ovun¬
que al substrato fliscioide in posto, dotato di un rilevante grado di
coesione.

L’andamento delle isopache (fig. 3), della parte caratterizzata da
velocità inferiori o uguali a 1 km/sec, ha infine consentito di avere
un’idea sufficientemente indicativa sulla topografia del substrato fli¬
scioide, assestato e stabile, nonché sui più probabili spessori della
coltre detritica di frana e di falda che lo ricoprono.

3) - Condizioni idro geologiche delValveo del fiume Basente^ in vista
della utilizzazione di questo come canale naturale ( 5).

Località " Medio bacino del fiume Basento (versante ionico-luca-
no) : km 45 di fondo valle, compresi fra gli abitati di Calciano a NO
e di Bernalda a SE: (Tav. I SE « Borgata S. Elia » del 200 a Trica¬
rico » e Tav, IV SO « Miglionico », III NO a Ferrandina » e III SE
« Bernalda » del F° 201 « Matera »).

Gli accertamenti geologici, — Lungo il tratto stu¬
diato, nella parte bassa e a luoghi in quella intermedia dei versanti
della valle del F. Basento, affiora una formazione essenzialmente argil¬
losa di età pliocenica superiore-calabriana (« Argille azzurre » l.s. della
Fossa bradanica). Essa è più precisamente costituita da argille, argille
marnose, argille limoso-sabbiose e sabbiose, di colore che va dall’az¬
zurro al grigio-azzurrognolo al giallo-marroncino (per alterazione). In
queste rocce solo a luoghi, laddove sono presenti frustoli carboniosi
o dove la frazione sabbiosa è più cospicua, è possibile riconoscere al¬
cuni cenni di stratificazione.

Sotto il profilo morfologico, le Argille azzurre sono modellate ad
ampi dossi mammellonari, con superfici poco inclinate (cupole d’ar¬
gilla) ; dove l’inclinazione dei versanti è piuttosto accentuata esse si
presentano però con alcune delle forme più caratteristiche dovute so¬
prattutto a fenomeni di intensa erosione superficiale e a smottamenti
(calanchi, lame, ecc.).

(5) L’alveo del F. Basento dovrebbe esser utilizzato come canale naturale per
il trasporto delle acque da monte (bacino di raccolta) a valle (impianti industriali
della zona Pisticci-Ferrandina).

1 SOP A C H E — (equ idistanza 2. 5m) della coltre con velocita’ inferiori o uguali a 1 Knri/sec - — 1 SO I P S E — (equidist anza 5.0 m)

— 47 —

Arealmente la formazione costituisce due fasce continue in sini¬
stra e destra del corso d’acqua, variamente estese. Fra queste restano
compresi i depositi alluvionali recenti ed attuati del fiume Basente,
formati da ghiaie, sabbie e limi.

Questi sedimenti, che appaiono per lo più commisti, in parecchi
piccoli spaccati d’erosione sono osservabili anche in letti o lenti ben
distinte granulometricamente. Nel letto fluviale si rilevano alcune pic¬
cole isole fluviali, vuoi di sedimentazione, vuoi di avulsione. I contorni
di queste isole sono abbastanza ben delineati nelle carte topografiche
al 25.090 dell’LG.M.

Il corso del fiume Rasento, particolarmente nella parte inferiore
del tratto studiato (grosso modo tra la regione Pantaniello a SE di
Ferrandina e Bernalda) è caratterizzata da uno sviluppo prevalente¬
mente meandriforme : il raggio medio dei meandri oscilla intorno ai
100 - 150 metri, la larghezza dell’alveo non supera in genere i m 40.
Alcuni sondaggi (n. 10) eseguiti in alveo e distribuiti nel tratto del
corso d’acqua compreso tra la Stazione ferroviaria di Ferrandina e
quella di Bisticci, hanno incontrato la formazione delle Argille grigio¬
azzurre, impermeabili, a una profondità compresa tra m 7,50 e m 10
dal p.c. I depositi alluvionali attraversati dai sondaggi sono risultati
costituiti da ghiaie, talora miste a sabbie per lo più fini e a luoghi
prevalentemente limose, nelle quali si intercalano a varie profondità
letti e livelli di limi argillosi e sabbiosi, a luoghi spessi anche qualche
metro. Tutte queste rocce hanno grado di permeabilità assai variabile.
Nella maggior parte dei sondaggi il tratto più superficiale degli stessi
(per circa m 1-1,50) è costituito da sabbie limose e da limi argillosi.

Utilizzazione geoio gTca dell’esplorazione
geoelettrica. — L’indagine geologica di superficie ed i risultati
dei sondaggi geognostici eseguiti, lasciano supporre che le Argille gri¬
gio-azzurre, impermeabili, possano rappresentare, nel tratto del F.
Rasento in studio, il substrato non molto profondo, impermeabile dei
depositi alluvionali clastici variamente permeabili. Per un rapido ed
economico accertamento estensivo (su circa 45 km di alveo) delle sud¬
dette condizioni geologiche, è stato scelto il metodo dei sondaggi
elettrici verticali (S.E.V.) che, come è noto, si presta assai bene allo
studio di terreni sciolti poggianti su formazioni argillose (6).

(6) La ricerca geofisica è stata eseguita dalla Fondazione ing. C. M. Lerici del
Politecnico di Milano.

— 48 —

È stata eseguita una serie di 17 profili di elettrosondaggi (con
un totale di 130 S.E.V.) trasversali al corso d’acqua e distribuiti lungo
di esso a distanza pressocché uguale l’uno dall’altro. L’esame di questi
profili mette in luce la presenza costante, ad una profondità media¬
mente compresa tra i m 8 e i m 12 dal p.c., di una formazione condut¬
tiva di fondo, caratterizzata da resistività generalmente inferiore a 5
ohm. m : questa può essere sicuramente identificata con le Argille gri¬
gio-azzurre pliocenico-calabriane. Lo studio delle resistività rilevate per
i terreni presenti al di sopra delle Argille grigio-azzurre, associato con
le indagini stratigrafiche sui sondaggi eseguiti in alveo, consente di
raggruppare tali terreni in tre complessi principali, interpretabili nel
modo seguente (fig. 4);

a) copertura discontinua con letti di materiale caratterizzato
da alte resistività (50-200 ohm m) ; può corrispondere ad alluvioni in
gran parte sabbioso-ghiaiose ;

b) materiale a resistività comprese tra 10 e 40 ohm m : è il
più abbondante e diffuso e può rappresentare delle alluvioni preva¬
lentemente limose e argillose ; è probabile che in questo complesso
possono essere presenti, sotto forma di alternanze, dei livelli sabbiosi ;

c) lenti o coperture discontinue di materiale limoso-argilloso
caratterizzato da resistività inferiore a 15 ohm m (5-15 ohm m).

Interpretati estensivamente, i risultati ottenuti consentono alcune
interessanti osservazioni. I valori delle resistività delle alluvioni (per
i primi 7-10 m) decrescono piuttosto rapidamente da monte a valle:
pertanto, mentre fin presso la Stazione di Ferrandina le alluvioni del
fiume sembrano in prevalenza grossolane, a sud di Pisticci queste ap¬
paiono costituite quasi per intero da limi più o meno argillosi. Solo
presso l’abitato di Bernalda, le alluvioni sembrano riacquistare una
cospicua quantità di materiali grossolani. È probabile che questi ultimi
provengano dai conglomerati quaternari che si ritrovano localmente
sulla sommità dei versanti sinistro e destro del fiume Basente.

In definitiva, le considerazioni svolte portano alle seguenti con¬
clusioni nei riguardi della idoneità dell’alveo del F. Basente a fungere
da canale naturale.

È assai improbabile che la circolazione idrica si esplichi in egual
misura e con continuità in tutta la coltre alluvionale. Infatti la mag¬
gior parte dei depositi alluvionali è del tipo limoso-argilloso, scarsa¬
mente o per nulla permeabile; le parti permeabili (ghiaie e sabbie)
sono limitate a lembi discontinui e per lo più superficiali. Le perdite

SEZIONI ELETTROSl

slm
220 -

200 -

liso "

160 -

140 -

SEZIONI ELETTROSTRATIGRAFICKE ATTRAVERSO IL F. RASENTO

Alluvioni sabbiose

Alluvioni argillose

Alluvioni argillose

Argille Calabriane.

ghiaiose.

luoghi con intercalazioni ghiaioso sabbiose.

Fig. 4.

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d’acqua nel tratto preso in esame possono per tanto essere considerate
come del tutto trascurabili ; la circolazione idrica nella coltre allu¬
vionale appare limitata quasi per intero alle parti più superficiali
di questa.

Istituto di Geologia e Paleontologia deWUniversità di Bari, novembre 1967.

BIBLIOGRAFIA

Cassinis R. & Belfiore E., 1962. Applicazione dei metodi geofìsici allo studio dei
tracciati stradali con particolare riferimento ai problemi delle frane. « Rivista
d’ingegneria », n. 9, Milano.

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Boll, Soc. Natili-, in Napoli
voi. 71, 1968, pp. 51-91; 25 figg.

Scivolamenti gravitativi (olistostromi)
nei flysch del Cilento (Campania) O

Nota del Doti. ENNIO COCCO e del Socio TULLIO PESCATORE
(Tornata del 29 marzo 1968)

Riassunto — Vengono descritti nella zona di Monte Sacro fenomeni di scivola¬
menti gravitativi (olistostromi) presenti in due distinti livelli nella successione del
flysch del Cilento.

L’olistostroma inferiore è lenticolare, si presenta con spessori generalmente ri¬
dotti e facies talvolta diverse; Tolistostroma superiore ha spessori maggiori ed affiora
dovunque con continuità.

Due elementi caratterizzano questi depositi: (a) conglomerati a matrice arenaceo-
siltosa prevalente senza stratificazione a tessitura fluidale, e (b) successioni stratifi¬
cate di marne siltose e marne silicifere rosse, diaspri, calcareniti e arenarie,

I conglomerati senza stratificazione a tessitura fluidale vengono interpretati come
successioni disordinate di colate di fango che si sovrappongono e si distribuiscono
irregolarmente inglobando caoticamente materiale litoide di varia natura e dimensioni.
Questa massa fluido-viscosa ha permesso al materiale stratificato sovrastante di franare
lungo il pendio con velocità modesta, senza che la stratificazione venisse distrutta
od obliterata.

Le successioni stratificate di marne rosse e calcareniti con livelli diasprigni alla
base, di età Maastrichtiano-Paleocene, sono depositi estranei al bacino del flysch del
Cilento, correlabili ipoteticamente a depositi della serie calcareo-silico-marnosa lucana
tipo « flysch rosso » e « scisti rossi di Pecorone ».

Lo spostamento da sud ovest verso nord est dei depositi olistostromici, che potreb¬
bero testimoniare le prime fasi della traslazione della coltre lucana, fa ritenere che
la serie calcareo-silico-marnosa si sia deposta ad occidente del flysch del Cilento e
successivamente si sia spostata verso oriente.

Viene inoltre messa in rilievo la sovrapposizione tettonica del flysch del Cilento
sulla serie della Piattaforma carbonatica appenninica.

Abstract — Two levels of gravity sliding (olistostromes) in thè Cilento Flysch
(Southern Apennines) are described. (*)

(*) Lavoro eseguito con il contributo del Consiglio Nazionale delle Ricerche,
Gruppo per la Geologia dei Sedimenti.

— 52 —

The lower olistostrome has reduced thickness and is lenticular in shape ; thè
upper one is thicker and outcrops more widely,

The olistostromal rock types are: (a) unstratified conglomerates with prevailing
clayey-silty matrix and fluidal texture (mud and sand flow) and (b) stratified red
marls, Jaspers, calcarenites and sandstones.

The unstratified conglomerates (a) are interpreted as random sequences of
irregurarly flowing muds with a chaotic mixture of lithified materials of various
nature and size (up to tens of m^).

The prevailing muddy matrix has allowed thè overgliding stratified rocks to
slide along thè slope, preserving their bedding,

The stratified sequences of red marls and calcarenites with their basai levels
of Jaspers (b), Maastrichtian-Paleocenic in age, are rocks with no relationship
with thè Cilento Flysch basin, They are bere tentatively related to parts of thè
« serie calcareo-silico-marnosa » (calcareous-siliceous-marly sequence) of Lucania
(« Flysch rosso », « Scisti rossi di Pecorone »).

The north-eastward displacement of thè olistostromes, possibly caused by thè
beginning of thè Lucanian nappe gliding, allows to infer an originai western situation
of thè calcareous-siliceous-marly sequence in respect of thè Cilento Flysch basin.

Last thè Cilento Flysch thrust over thè more external Apennine Carbonate Plat-
form is pointed out.

Premessa

Ricerche geologiche compiute nel Cilento, nella zona compresa
tra Monte Sacro e Monte Centaurino (fig. 1), hanno messo in luce
la presenza di scivolamenti gravitativi ( olistostromi), localizzati in
due distinti livelli nella successione stratigrafica del flysch del Ci¬
lento,

Il termine olistostroma ha avuto dal 1955 molteplici inter¬
pretazioni (1); sembra utile quindi precisare che si usa questo ter¬
mine nel senso originario di Flores : deposito prodotto da frana¬
mento gravitativo (deposit produced by gravity sliding. in Glossary
of Geology, A.G.L, supplemento, p. 46).

Gli olistostromi costituiscono intervalli caotici intercalati a nor¬
mali successioni stratigrafiche ; sono costituiti da sedimenti se non
del tutto estranei al bacino di sedimentazione in cui si rinvengono,
almeno differenti nettamente come facies rispetto ai sedimenti nei
quali sono intercalati (ad es. facies marginali di un bacino incluse
caoticamente nelle successioni di facies distali); essi quindi non de¬

ll) Per notizie più dettagliate sugli olistostromi si rimanda al lavoro di Jacobacci
1966 che riporta una esauriente bibliografia.

— 53 —

vono esser confusi con il prodotto di fenomeni sedimentari (frana¬
menti intraformazionali).

Di frequente gli olistostromi rappresentano le prime avvisaglie
dell’arrivo di coltri gravitative e ne costituiscono le porzioni avan¬
zate, a volte addirittura le fronti.

La messa in posto di questi olistostromi si realizza, nel Cilento,

tramite grandi colate di fango che sostengono e accompagnano le
masse litiche franate ; l’instabilità tettonica del bacino è la compo¬
nente principale di tali franamenti.

Cenni bibliografici

Negli ultimi anni parecchi autori hanno effettuato ricerche ge¬
nerali o di dettaglio sulla geologia del Cilento.

— 54 —

Ippolito e Lucmi 1957 distinguono:

a) « Flysch argilloso-filladico », che si estende dal Cilento me¬
ridionale fino al versante nord orientale del gruppo del Pollino,
con depositi prevalentemente argillosi, marcatamente filladici eelFalta
valle del Sinni ;

b) « Flysch mareoso-arenaceo », diffuso nel Cilento, nella Ba¬
silicata e nel versante ionico del Pollino, con depositi marnosi e
arenacei.

Donzelli e Crescenti 1962 descrivono in dettaglio il flysch
a Alhanella ìì : arenarie alternate a marne, di età oligocenica. Gli
Autori ritengono tale flysch alloctoeo in quanto reputano improba¬
bile che si possa avere una sedimentazione fliscioide in piccoli ba¬
cini limitati da sedimenti carbonatici neritici, tanto più che i sedi¬
menti oligocenici mancano nella serie carbonatica e il Miocene è
trasgressivo sui sedimenti cretacici o eocenici.

Selli 1962 distingue nelle coltri silentine, tra i « terreni cao¬
tici », un flysch argillitico-qiiarzoso-calcareo a volte con accenno di
epimetamorfismo e frequentemente caoticizzato, corrispondente al
(( Flysch argilloso-filladico », Ippolito e Fucini 1957 e al « Flysch
fillonitico », CoTECCPiiA 1958; tra le «zolle inglobate»:

a) Formazione di Monte Doglia, depositi calcarei, calcareo-
marnosi, calcareo-siliciferi.

b) Formazione di Bellosguardo, flysch marnoso-arenaceo con
calcari marnosi.

c) Formazione di Albanella, flysch marnoso-arenaceo di età oli¬
gocenica (Flysch a Alhanella D, Donzelli e Crescenti 1962).

d) Formazione di Monte Sacro, arenarie a grana grossa, alter¬
nate a conglomerati.

Secondo FAutore la formazione di Monte Doglia e la forma¬
zione di Bellosguardo sarebbero telealloctone ; la formazione di Al¬
banella alloctona ma con traslazioni più modeste ; la formazione di
Monte Sacro probabilmente neoautoctona.

Grandjacquet 1963 nel suo schema strutturale delFAppen-
eino campano-lucano ritiene il flysch del Cilento alloctono e di età
compresa tra il Cretacico e il Miocene.

Ietto, Pescatore e Cocco 1965 segnalano nel Cilento occi¬
dentale una successione stratigrafica di età mesozoico-terziaria, dello
spessore di circa 4.090 m costituita da tre termini:

— 55 —

a) Formazione di S. Venere, argilliti, calcari arenacei, are¬
narie, di età Cretacico inferiore-Cenomaniano. Corrisponde al « Flysch
argilloso-filladico » p.p., Ippolito e Lucmi 1957, ai « terreni caotici »
p.p., Selli 1962 e alla formazione di M. Doglia, Selli 1962,

b) Formazione di Pollica, prevalentemente arenacea, di età
Cretacico superiore-Eocene basale. Corrisponde al « Flyscli marnoso-
arenaceo » p.p., Ippolito e Fucini 1957.

c) Formazione di S. Mauro, marnoso-arenacea alla base e are-
naceo-conglomeratica alla sommità, di età Focene-Miocene? Corri¬
sponde al (( Flysch marnoso-arenaceo » p.p., Ippolito e Fucini 1957
e al flysch « Albanella », Donzelli e Crescenti 1962.

Pescatore 1966 illustra le caratteristiche sedimentarie del
flysch del Cilento occidentale mettendo in evidenza due cicli sedi¬
mentologici che evolvono entrambi da fasi distali a fasi prossimali
di correnti di torbida (primo ciclo: formazione di S. Venere e di
Pollica’, secondo ciclo: formazione di S. Mauro).

Vezzani 1966 descrive nella Fucania meridionale la porzione
superiore di una successione fliscioide di geosinclinale, tettonica-
mente sovrapposta alla serie carbonatica mesozoica e terziaria del
Monte Pollino. Tale successione presenta strette analogie litologiche
e medesime giaciture del flysch del Cilento.

Marini e Andri 1966 accennano brevemente ai depositi fli-
scioidi del Cilento e sembra che propendano per una autotoctonia di
questi depositi, considerati stratigraficamente legati alla serie carbo¬
natica mesozoica come parte della successione miocenica ( o addirit¬
tura oligocenica) trasgressiva sui calcari del Cretacico-Paleocene.

Cestari 1967 precisa con maggior dettaglio un’ipotesi autocto-
nista del flysch del Cilento, che suddivide in tre complessi:

1) Complesso argilloso-calcareo (corrispondente alla forma¬
zione di S. Venere), di età Cretacico inferiore nell’area centrale del
(diente (Monte della Stella) e Oligocene-Miocene medio inferiore
nell’area settentrionale (Valle del Calore).

2) Complesso arenaceo-marnoso (corrispondente alla forma¬
zione di Pollica e alla formazione di S. Mauro p.p.) di età Cretacico
superiore-Eocene a Monte della Stella, Oligocene e Miocene a Roc-
cadaspide.

3) Complesso arenaceo-conglomeratico (corrispondente alla for¬
mazione di S. Mauro p.p.) di età Miocene medio-inferiore.

— 56 —

In molte parti del Cilento (Trentinara, Rofrano, Sapri ecc.), af¬
ferma l’Autore, « è possibile osservare il passaggio stratigrafico rego¬
lare,.. dal substrato calcareo alla copertura del flysch ». Il flysch di
età Cretacico-Paleocene « può essere inquadrato nello schema strati¬
grafico generale », ammettendo « la possibilità di variazioni laterali
di facies fra il substrato calcar eo-dolomitico ed il flysch ».

L’Autore afferma infine che nella zona di Rofrano i « calcari
mesozoici non poggiano sul flysch ma sommergono regolarmente sotto
di questo con normale rapporto stratigrafìco ».

Anche Richter 1967 considera il flysch del Cilento autoctono
e di età terziaria.

Sgrosso e Torre 1967 descrivono una successione stratigrafica
maastrichtiano-eocenica nell’area di Roccagloriosa, affiorante in finestra
tettonica al di sotto del flysch del Cilento.

Nel corso del nostro lavoro ci riserviamo, tra l’altro, di met¬
tere in evidenza :

1) Netta distinzione tra i sedimenti del flysch del Cilento e
i sedimenti flisciodi che costituiscono la porzione superiore della suc¬
cessione miocenica trasgressiva sulla serie neritica mesozoico-paleo-

cenica (Piattaforma carbonatica).

2) Età Cretacico-Oligocene (Miocene?) del flysch del Cilento
(esistono comunque problemi aperti particolarmente sulla datazione
della parte alta della successione).

3) Sovrapposizione tettonica del flysch del Cilento sui sedi¬
menti flisciodi della successione miocenica trasgressiva sulla Piatta¬
forma carbonatica.

Successione stratigrafica

Il flysch del Cilento è costituito dalle seguenti formazioni

(fig. 2 a):

Formazione di S. Venere

Calcilutiti marnose, argilliti e argille siltose talora con aspetto

filladico, calcari arenacei e quarzoareniti gradate ; calcareniti a cemento
spatico, calcilutiti spesso silicifere tipo pietra paesina.

Le variazioni laterali sono marcate da zona a zona.

— 57 —

Fig, 2. a. — Carta geologica schematica di Monte Sacro. Punteggiato: formazione di
S. Mauro p.p. - conglomerati ; tratteggio orizz. ; formazione di S. Mauro p.p.,
formazione di Pollica - marne, arenarie e conglomerati ; bianco : olistostroma.

Profili geologici; I - Sezione di Tempa del Ciglio (v. fig. 3); II - Sezione di
Monte Lepre (v. fig. 7); III - Sezione di Lagorusso (v. fig. 9); IV - Sezione
di Tempa della Rosalia (v. fig. 13); V - Sezione di Tempa del Lupo (v. fig. 19).

— 58 —

Nella parte bassa sono stati rinvenuti Tintinnidi {Stenosemel-
lopsis hispanica, Calpionella darderi)^ qualche Calpionella ; nella
parte alta Pitonella ovalis ed Heldbergella sp.

L’età è compresa tra il Neocomiano ed il Cenomaniano.

Questa formazione è costituita per la maggior parte da depositi
politici e da depositi che rappresentano fasi distali di correnti di
torbida. Le strutture sedimentarie primarie presenti (calchi di docce
d’erosione) indicano una direzione di scorrimento delle correnti da
nord ovest verso sud est. È da tener presente però che la formazione
è molto tettonizzata con frequenti pieghe a piccolo raggio, ribalta¬
mento e scollamento degli strati ( a luoghi interpretabili come feno¬
meni sìnsedìmentaiì-slumpings) ; le direzioni rilevate, quindi, pos¬
sono avere scarso significato.

Lo spessore della formazione oscilla tra i 1.000 e i 1.300 m.
Formazione di Pollica

Arenarie a cemento prevalentemente siliceo alternate a siltiti e
siltiti argillose ; i termini inferiori della formazione sono costituiti da
arenarie a grana media e fine, in straterelli intorno a 10 cm di spessore;
i termini più alti da arenarie a grana media e grossa in strati e banchi,
e da conglomerati a matrice arenacea prevalente con ciottoli di rocce
ignee, metamorfìtiche e sedimentarie. Nella zona di Ascea ed in quella
orientale del gruppo di Monte Sacro prevalgono i termini conglomeratici.

Le arenarie oscillano petrograficamente fra grovacche, subgrovacche
e grovacche feldspatiche.

1 fossili rinvenuti: ìnoceramus sp., Globotruncana lapparenti
lapparenti, Globotruncana lapparenti tricarinata, Giimbelina sp.. Mi¬
scellanea sp., indicano un’età compresa tra il Cenomaniano ed il
Paleocene.

Le arenarie straterellate basali rappresentano fasi distali di cor¬
renti di torbida, le arenarie grossolane ed i conglomerati a matrice
arenacea prevalente rappresentano invece fasi più prossimali. Le di¬
rezioni di scorrimento sono da sud ovest verso nord est. Frequenti
nella parte alta della formazione fenomeni di scollamento di pacchi
di strati arenacei non ancora consolidati completamente (slumpings).

Lo spessore è di circa 800 m.

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Fig. 2b.

Colonne stratigrafiche del jlysch del Cilento.

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— 59 —

Formazione di S. Mauro

La successione litologica e le variazioni di facies di questa for¬
mazione vengono illustrate più dettagliatamente in quanto in essa si
rinvengono i depositi da scivolamenti gravitativi oggetto di questa
ricerca.

Si riportano due sezioni tipo: una a Monte della Stella, l’altra
a Monte Sacro (fig. 2 b).

Sezione tipo a Monte della Stella » (dal basso verso l’alto)

a) Alternanza di marne siltose e marne argillose grigiastre, (/o-
gliarina)^ in banchi dello spessore fino a 10 m, e arenarie in strati e
banchi. Spessore 1.000 m. Sia i depositi arenacei che quelli marnosi
presentano strutture sedimentarie peculiari di depositi da correnti di
torbida,

b) Livello costituito da calcareniti e calcari marnosi (10 m)
e da marne e marne argillose (40 m). Spessore 50 m [LniJ].

c) Alternanza di marne e marne siltose ed arenarie. Gli strati
marnosi diminuiscono e gradualmente scompaiono verso l’alto sosti¬
tuiti da arenarie a grana grossa con rari conglomerati a matrice are¬
nacea prevalente con ciottoli di rocce cristalline e sedimentarie. Spes¬
sore 550 m.

d) Livello di marne e marne siltose dello spessore di 30 m

[L7?i2].

e) Arenarie alternate a siltiti e siltiti argillose ; conglomerati
a matrice arenacea prevalente, stratificati. Spessore 150 m.

Spessore totale 1.780 metri.

Sezione tipo « Monte Sacro »

a) Marne e marne siltose alternate ad arenarie e siltiti e siltiti
argillose, litologicamente identiche a quelle della sezione tipo « Monte
della Stella ». Spessore 300-350 m.

h) Livello marnoso della potenza di 50 m circa correiabile con
quello della sezione tipo « Monte della Stella » [Lml] ; a luoghi al
di sopra delle marne si rinvengono conglomerati a matrice arenaceo-
siltosa prevalente senza stratificazione a tessitura fluidale (mud e

— 60 —

sand flows)^ calcilutiti silicifere, diaspri neri e varicolori, marne e
marne siltose rossastre con intercalazioni di arenarie [Oli], Questi
depositi rappresentano in parte materiale estraneo al bacino di se¬
dimentazione, messo in posto da scivolamenti gravitativi ; hanno an¬
damento lenticolare e uno spessore massimo di 150 m.

c) Conglomerati a matrice arenacea prevalente stratificati al¬
ternati ad arenarie a grana grossa con rare siltiti e siltiti argillose.
Spessore 300 m.

d) Livello di marne e marne siltose grigiastre [Lm2] sul quale
poggiano: conglomerati a matrice arenaceo-siltosa prevalente senza
stratificazione a tessitura fluidale con blocchi di rocce cristalline e
sedimentarie delle dimensioni fino a 5-10 m^, calcilutiti silicifere,
diaspri varicolori, marne e marne siltose rossastre con intercalazioni
di calcareniti e di arenarie [012]. A luoghi manca il livello mar¬
noso e questi sedimenti poggiano direttamente sui depositi ad esso
sottostanti. Spessore variabile da 100 a 200 m.

e) Successione monotona di conglomerati a matrice arenacea
prevalente ben stratificati con strati di spessore variabile tra 1 e
20 m; rare sono le intercalazioni di arenarie e siltiti.

Spessore 700 m.

Spessore totale 1.600-1.750 metri.

Le arenarie oscillano petrograficamente fra grovacche, subgrovacche
e grovacche feldspatiche.

Le arenarie che si rinvengono nei depositi olistostromici oscillano
petrograficamente fra grovacche feldspatiche e subarkose.

La formazione di S. Mauro è stata datata complessivamente Pa¬
leocene-Oligocene (2).

1 fossili rinvenuti (Alveolina sp., Discocyclina sp., Orbitolites
sp., piccole nummuliti, Globorotalia aragonensis) nella successione di
Monte della Stella indicano un’età paleocenico-eocenica inferiore ; in
altre successioni sono state rinvenute faune dell’Eocene medio nella
zona di Torchiara, e dell’Oligocene, o al più del Miocene inferiore,
nella zona di Punta Tresino e nella zona di Albanella.

Nella successione di Monte Sacro il primo livello di marne
[Lml] ha dato faune paleoceniche, il secondo [Lm2] faune dell’Eo-

(2) Lo studio micropaleontologico è stato effettuato dal dott. M, Torre che viva¬
mente ringraziamo.

C4M^AMA^O Q/£/UGO£i T‘£MM 0£Z C/d/O

o fAAS " o AJ29

— 61 —

Sezione di Tempa del Ciglio, Profilo geologico. Legenda: 1) conglomerati; 2) arenarie; 3) marne: 4) olistostroma,

— 62 —

cene inferiore. Nella parte superiore conglomeratica non sono state
finora rinvenute faune,

I sedimenti di questa formazione sono depositi torbiditici o
flussotorbiditici ; le direzioni di sedimentazione sono da est per i
depositi arenacei o arenacei marnosi con caratteri di fasi distali di
correnti di torbida; e da sud ovest per i depositi arenacei o conglomera¬
tici con caratteri di fasi prossimali di correnti di torbida.

Sezioni illustrative degli scivolamenti gravitativi

Vengono descritte, in sette sezioni, le successioni litologiche dei
sedimenti costituenti gli olistostromi ; sei profili geologici ne ren¬
dono evidenti le condizioni di giacitura.

Sezione di Tempa del Ciglio

La sezione è stata rilevata sul versante sud orientale di Tempa
del Ciglio (figg. 3 e 4).

La base d’appoggio del primo olistostroma [O/.Z] è costituita
da un livello di marne e marne grigiastre, con calcareniti alla base,
della potenza di 40-50 m Questo livello marnoso riempie ca¬

nali d’erosione, larghi anche 7-8 m, scavati in arenarie rossastre sot¬
tostanti ; anche i depositi dell’olistostroma hanno una base irrego¬
lare e riempiono canali di erosione, poggiando a volte direttamente
sulle arenarie rossastre. L’olistostroma ha uno spessore di 150 m ed
è rappresentato da : argille varicolori rosse, verdi e plumbee ; siltiti
e arenarie, calcari siliciferi (spessore 30 m). Superiormente vi sono
circa 50 m di marne argillose e siltose rosse ; si passa poi ad are¬
narie straterellate gradate con intercalazioni di siltiti argillose (40
m) ; infine argille marnose, argille, marne siltose rosse e verdi con
pezzame vario (marne, arenarie, argille, diaspri, calcari con selce,
marne diasprigne, calcari e rocce ignee), cliaspri, calcareniti, brec-
ciole calcaree ed arenarie (25 m). L’olistostroma termina con marne
argillose rosse (spessore 2-4 m.),

A questi sedimenti seguono conglomerati a matrice arenacea pre¬
valente in banchi ; quindi un livello di marne e marne siltose gri¬
giastre [Lm2], (30 m) e il secondo olistostroma [012] costituito da:
conglomerati a matrice arenaceo-siltosa prevalente con ciottoli di

— 63 —

volume variabile da pochi cm^ a parecchi m^, costituiti da rocce
ignee (prevalentemente graniti), metamorfiche (ardesie), e sedimen¬
tarie (calcari colitici, calcari a coralli, etc.).

Fig. 4. — Sezione di Tempo del Ciglio. Schizzo ihustrativo. Legenda; 1) argille e
argille siltose; 2) marne e marne siltose ; 3) marne calcaree; 4) arenarie; 5) con¬
glomerati; 6) conglomerati senza stratificazione (mud flows); 7) diaspri; 8) cal¬
cari S.I.. 9) rocce ignee o metamorfiche. Olistostroma inferiore [OZJ].

I conglomerati inglobano marne rosse tipo scaglia, marne ver¬
dastre, arenarie e argille varicolori, il tutto in pezzame di varie di¬
mensioni, disposte senza alcun ordine. Spessore 60 m.

— 64 —

Seguono quindi i conglomerati e le arenarie a grana grossa della
formazione di S. Mauro (cfr. sezione tipo « Monte Sacro » ; fig. 5).

Fig. 5. — a) olistostroma superiore [OZ2] ; b) conglomerati a matrice arenacea pre¬
valente ben stratificati. Località: Campanaro Giungoli.

Sezione di Tempa di Feritilo

La sezione è stata rilevata lungo la mulattiera che da S, Menale
conduce a Cannalonga, nella zona Tempa di Ferullo (q 959).

La base del primo olistostroma è costituita dal livello marnoso
\Lml] dello spessore di circa 50 m alla cui base si rinvengono cal-
careniti fossilifere (alveoline, discocicline, etc.). Al di sopra del li¬
vello di marne, per uno spessore di 10 m, vi sono arenarie strate-
rellate cui segue Lolistostroma [Oli] costituito da: marne rosse e
marne argillose che imballano diaspri rossi e neri, arenarie e siltiti
argillose e un blocco di marne ( 5 m®) litologicamente simile alle
marne di [L/nJ], con struttura caotica, nel quale sono inzeppate are¬
narie di colore verdastro, fiocchi di argille ed argille marnose.

L’olistostroma termina con diaspri ftanitici e con argille mar¬
nose. Lo spessore è dell’ordine dei 30 m (fig. 6).

65 -

Segue un’alternanza di banchi marnosi ed arenarie straterellate
e conglomerati in banchi su cui poggia — nella zona ad est dell’In-
trascata — il secondo olistostroma [0/2]. Le condizioni di esposi¬
zione non permettono di illustrare esaurientemente questo affiora¬
mento costituito come al solito, da conglomerati a matrice arenaceo-
siltosa prevalente senza stratificazione a tessitura fluidale, marne e

marne argillose rosse, diaspri varicolori, pezzame litoide di varie di¬
mensioni.

Superiormente si riscontrano i conglomerati arenacei stratificati
della formazione di S. Mauro (sezione tipo « Monte Sacro »).

Sezione di Monte Lepre

La sezione è stata rilevata sul versante meridionale di Monte
Lepre, lungo le coste denominate Pietra Rotonda, Acquafredda e
S. Giovanni (figg. 7 e 8).

Il primo olistostroma, che poggia sul livello marnoso [LmZ], è
costituito da: arenarie e argille marnose (spessore 2 m) cui seguono
marne diasprigne nerastre (2 m), infine marne e marne argillose rosse
(3 m). Lo spessore deH’olistostroma in questa zona è notevolmente
ridotto rispetto alle zone già descritte.

Seguono conglomerati arenacei, quindi l’olistostroma superiore,
che poggia sopra un livello marnoso dello spessore di 7-10 m [Lm2 ?],
costituito dal basso verso l’alto da :

a) conglomerati a matrice arenaceo-siltosa prevalente senza
stratificazione a tessitura fluidale, con ciottoli di varia natura (sedi¬
mentari, ignei e metamorfici) inglobati caoticamente; questi depositi,
ad andamento lenticolare, hanno uno spessore medio di 5-7 m;

5

^ 66 ^

— 67 —

b) arenarie argillose grige e giallastre, marne siltose rosse e
verdi, argille varicolori in blocchi, a struttura caotica (spessore 50 m) ;

c) livello selcioso diasprigno di colore nero, marne diasprigne
con livelli argilloso-marnosi (spessore 7-10 m) ;

Fig, 8. — Sezione di Monte Lepre.
Schizzo illustrativo delFolistostroma
superiore [012] (v. fig. 4).

d) marne, marne argillose, marne siltose rosse e verdastre,
con patine nere manganesifere, intercalate a pochi strati torbiditici
costituiti da arenarie gradate a grana media e line alla base e con
una pelite marnosa spesso rossa alla sommità (spessore 30 m) ;

e) marne argillose, argille marnose e marne rosse o raramente
verdastre con patine nere manganesifere (spessore 50 m).

Superiormente si hanno i conglomerati della formazione di
S. Mauro {sezione tipo « Monte Sacro »).

68

Sezione di Lagormso. Profilo geologico

— 69

In tutta la zona compresa tra le sezioni descritte V[012] affiora
con caratteristiche di giacitura similari, e spessori pressoccliè co¬
stanti; V[Oll] invece costituisce affioramenti lenticolari, ed è pre¬
sente solo nella zona orientale del gruppo di Monte Sacro.

Sezione di Lagorusso

È stata rilevata lungo le pendici meridionali di Tempa Cuccaro
Vetere (figg. 9 e 10). In questa sezione manca l’olistostroma infe¬
riore [OH],

L’olistostroma superiore [012] poggia direttamente sui conglo¬
merati arenacei (Formazione di S. Mauro - Sezione tipo « Monte Sa^
ero ») nei quali sono stati rinvenuti — 50 m circa al di sotto del-
l’olistostroma stesso — ciottoli di argille varicolori ; esso è rappre¬
sentato da :

a) argille e argille siltose rosse, scagliose, con pezzame litoide
vario (spessore 3-5 m);

b) conglomerati a matrice arenaceo-siltosa prevalente senza
stratificazione a tessitura fluidale (fig. 11) inglobanti caoticamente:
marne siltose rosse e grigiastre (spessore 4 m) ; arenarie grossolane,
arenarie straterellate e marne siltose rosse (3-4 m) ; arenarie siltose
grige e verdastre, arenarie siltoso-argillose rosse, marne silicifere,
blocchi di granito di diametro fino a 1 m (15-20 m) ; alternanza di
marne siltose rosse, verdi o grige, ed arenarie a grana media con
gradazione e laminazione convoluta (10 m) ; alternanza di marne

70 —

siltose, marne argillose e arenarie straterellate (3 m) ; blocco di cal¬
care colitico con coralli ed alghe (40 m®) (fig. 12); arenarie siltose
grigio plumbee scagliettate, marne siltose e marne rosse, arenarie sil¬
tose e lenti di diaspri (7 m) ;

c) alternanza di siltiti marnose rosse e arenarie gialle (3-4 m),
e marne rosse (50-100 cm).

Superiormente seguono i conglomerati della formazione di S.
Mauro {sezione tipo « Monte Sacro »),

Ad oriente della località Lagorusso • — ■ verso Monte Coreia —
r[Ol2] poggia su un livello di marne siltose grigiastre [Li?i2 ?] dello
spessore di 7-10 m.

Sezione di Tempa della Rosalia

È stata rilevata a nord delFabitato di Novi Velia (figg. 13 e 14).

Nella zona Cognuli dei Morti (fig. 15) affiorano sedimenti con
ogni probabilità geneticamente legati ai depositi del primo olisto-
stroma [Oli]. Si tratta di arenarie a grana media e medio-fine, gra¬
date, alternate a siltiti e argille siltose di colore rosso in straterelli
con rare intercalazioni di quarzoareniti brunastre ; marne siltose
rosse e un livello di maree grigiastre — fogliarina- — ■ dello spessore
di 30-40 m [Lml ?]. Segue un’alternanza di marne grige e arenarie
gradate ; si rinvengono intercalati strati di siltiti o siltiti marnose
rosse e verdi simili a quelle ritrovate negli olistostromi già descritti ;
quindi arenarie a grana grossa e maree, e il secondo livello di marne
grigiastre [Lm2].

Al di sopra di questo livello o direttamente sulle arenarie ad
esso sottostanti, laddove le marne mancano per fenomeni di erosione
sinsedimeetaria, si rinviene il secondo olistostroma [012], costituito
da (fig. 16): conglomerati a matrice areeaceo-siltosa prevalente senza
stratificazione a tessitura fluidale (fig. 17), con ciottoli di rocce cal¬
caree con diametro fino a 40 cm (calcari a coralli, calcari oolitici,

Figo Ilo ■ — Olistostroma superiore [012]= Conglomerati a matrice arenaceo-siltosa
prevalente a tessitura fluidale inglobanti ciottoli di rocce ignee (a spigoli arro¬
tondati) e di rocce sedimentarie (a spigoli vivi); marne siltose rossastre in¬
tercalate a siltiti e siltiti argillose. Località : Lagorusso.

Figo 12. — Olistostroma superiore [012]. Blocco di calcare oolitico con coralli ed
alghe (volume 40 circa). Località: Lagorusso (pendici sud orientali di

Tempa di Cuccaro Vetere).

71

Fig. 12

T£MffA n£LLA J?OSAUA.

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Sezione di Tempo della Rosalia, Profilo geologico

73 —

calcari a miliolidi, calcari ad ellipsactinie, calcari con grandi nerinee),
di rocce ignee con diametro fino a 3 m ( graniti e porfidi granitici),
rocce metamorfiche ( filladi, micascisti, gneiss), oltre a ciottoli di
quarzo. Nelle masse conglomeratiche sono inoltre caoticamente im¬
ballati : diaspri ftanitici, siltiti grige e rossastre, siltiti argillose ver-

Fig. 14. — Sezione di Tempa della Ro¬
salia. Schizzo illustrativo deH’olisto-
stroma superiore [Otó] (v. fig. 4).

dastre straterellate, notevolmente ripiegate (spessore 20 m) ; are¬
narie gradate con laminazione obliqua e convoluta e siltiti argillose
a cemento calcareo con intercalazioni di calcareniti (spessore 10 m) ;
arenarie a grana media e quarzoareniti, alternate a siltiti rosse e
verdi, in strati dello spessore di 5-8 cm, e calcareniti con selce e
diaspri (spessore 3-4 m).

Al di sopra dei conglomerati senza stratificazione si rinvengono
calcilutiti straterellate con selce per lo più nera, marne silicifere e
siltose di colore rosso e verde, diaspri varicolori per lo spessore di

— 74 —

4 m. Si passa quindi ad un’alternanza di marne rosse e verdi con
rari straterelli di arenarie gradate (spessore 4-5 m) ; verso l’alto le
marne diventano più argillose con intercalazioni di calcareniti sili¬
cifere.

Fig. 15. — Olistostroma inferiore [Oli ?]. Arenarie grigie e gialle a grana media
e mediofine, gradate, intercalate a siltiti e siltiti argillose rosse e verdi stra.
terellate con intercalazioni di quarzoareniti biunastre. Località : Cognuli dei
Morti, pendici occidentali rii Teinpa della Rosalia.

Seguono marne argillose alternate ad arenarie a grana media e
fine, gradate, con frazione pelitica di colore rosso e verde ; verso
l’alto compaiono calcareniti gradate dello spessore di 7-15 cm, sem¬
pre alternate a marne argillose o siltose rosse (spessore 50 m) ; quindi
marne argilloso-siltose rosse (spessore 3-4 m).

Da notare che la parie bassa dell’olistostroma [012] è notevol¬
mente disturbata con pieghettature caotiche ; man mano che si passa

Fig. 16. — Veduta da nord est dell’olistostroma superiore [012]. Località: Tempa della Rosalia.

— 76 —

ai termini superiori i ripiegamenti diventano meno accentuati fino
a scomparire alla sommità (fig. 18).

Superiormente in perfetta concordanza con le marne rosse giac¬
ciono i conglomerati arenacei stratificati della formazione di S. Mauro
(sezione tipo « Monte Sacro »).

Fig. 17. — Olistostroma superiore [012}. Conglomerati a matrice arenaceo-siltosa
prevalente senza stratificazione a tessitura fluidale su cui poggia un’alternanza
di marne silicifere, calcareniti e marne siltose rossastre. Località : Tempa della
Rosalia.

Sezione di Tempa del Lupo

È stata rilevata lungo la mulattiera che da Barri porta a Scanno
Chiuso, ad est di Novi Velia (fig. 19).

Il primo olistostroma [Oli} è probabilmente rappresentato da:
marne siltose rosse intercalate a quarzoareniti intensamente ripie¬
gate e contorte (spessore 7 m) ; marne siltose grigiastre — foglia-
rina — ad andamento lenticolare, arenarie a grana media gradate

77

I

i

i

18. — Olistostroma superiore 1012]. Notare i ripiegamenti nei termini inferiori, meno accentuati verso Tallo;
alla sommità gli strati sono quasi suborizjiontali. Località; Tempa della Rosalia (pendici meridionali).

^ 78 —

Fig, 19. — Sezione di Tempa di Lupo, Profilo geologico

— 79 —

con frazione pelitica di color rosso, piegate e rovesciate (spessore
20 m) ; marne argillose rosse e verdi con quarzoareniti, arenarie in¬
tercalate a siltiti e marne (spessore 7 m).

Compare quindi un livello marnoso [Lm2 ?] sul quale poggia
il secondo olistostroma [012] costituito da: conglomerati a matrice
arenaceo-siltosa prevalente senza stratificazione a tessitura fluidale,
che inglobano ciottoli di calcari (calcari con coralli, ellipsactinie,
alghe, calcari a crinoidi, calcari oolitici), di rocce ignee (graniti
rossi e bianchi, porfidi quarziferi rossi), di rocce metamorfiche (mi-
cascisti, filladi), brandelli di arenarie, marne rosse tipo scaglia, marne
e siltiti nerastre (spessore 80 m) ; nella parte sommitale si rinviene
un livello ripiegato e contorto dello spessore di 3-4 m di marne ar¬
gillose rosse intercalate a quarzoareniti (fig. 20).

Sopra l’olistostroma si hanno quindi i conglomerati arenacei
della formazione di S. Mauro {sezione tipo « Monte Sacro »).

Sezione di Cannalonga-S, Onofrio

È stata rilevata lungo la mulattiera che da Cannalonga con¬
duce alla zona S. Onofrio.

Nella formazione di S. Mauro a q 720, lungo la mulattiera sud¬
detta, affiorano arenarie grige e gialle a grana fine con strati con¬
torti, marne siltose grigiastre e quindi conglomerati a matrice are¬
naceo-siltosa prevalente senza stratificazione. Probabilmente questa
successione è da collegare a quelle di Tempa del Lupo e di Cognuli
dei Morti {sezione di Tempa della Rosalia) interpretabili come zone
marginali del primo olistostroma [O/i] (spessore 10 m).

Segue una alternanza di arenarie e marne fino a q 1.100, dove
si rinviene il secondo livello di marne grigiastre — fogliarina — ,
al di sopra del quale vi sono arenarie gradate in strati per lo spes¬
sore di 10 m; si rinviene quindi il secondo olistostroma [0/2] co¬
stituito da : conglomerati a matrice arenaceo-siltosa prevalente senza
stratificazione a tessitura fluidale inglobanti blocchi di granito e di
arenarie, livelli diasprigni ed arenarie a gran media e grossa in cui
si rinvengono intercalazioni di materiale siltoso rosso, pezzame litoide
vario costituito da calcari, marne siltose rosse, diaspri, calcisiltiti
(spessore 80 m; figg. 21 e 22).

Fig. 21

— si¬

li! questa zona non si rinviene il livello marnoso rosso che nor¬
malmente chiude i sedimenti dell’olistostroma ; esso si rinviene ab-

Fig. 22. — Sezione di Cannalonga-S.
Onofrio. Schizzo illustrativo delFoli-
stostroma superiore [OZ2] (v. fig. 4).

J

bastanza potente (fino a 40 m) nella zona subito a nord est di
S. Onofrio.

Sezione di Monte Centaurino

È stata rilevata nella zona di Molarrito alle pendici occidentali
di Monte Centaurino (figg. 23 e 24).

Si rinviene un solo olistostroma \_012 ?] che poggia su un li¬
vello di marne siltose grigiastre — fogliarina — [Lm2 ?] ed è co¬
stituito da : arenarie straterellate alternate a siltiti argillose verdi e
giallognole a struttura caotica, quindi marne e marne argillose rosse
alternate a calcareniti e siltiti arenacee gradate con frazione pelitica
tendente al rosso (spessore 70).

Fig. 20. — a) livello marnoso [Lm2] ; b) olistostroma superiore [OZ2] ; c) conglo¬
merati a matrice arenacea prevalente ben stratificati. Località : Tempa del Lupo.
Fig. 21. — Olistostroma superiore [OZ2]. Conglomerati a matrice arenaceo-siltosa
prevalente a tessitura fluidale inglobanti blocchi di grandi dimensioni. Località :
S. Onofrio, a nord di Cannalonga.

6

M^£AJP^/rO 3CAMMO ^£ll£ MOC£l££

— 82 —

Fig. 23. ' — Sezione di Monte Centaurino, Profilo geologico

83 —

Si nota Fasseeza in questa zona dei conglomerati a matrice are-
naceo-siltosa prevalente senza stratificazione a tessitura fluidale.

Fig. 24. — Sezione di Monte Centau-
rimo. Schizzo illustrativo delFolisto-
stroma superiore [012] (v. fig. 4).

I

f^m

Età dei sedimenti degli olistostromi

AI di sopra dei conglomerati a matrice arenaceo-siltosa preva¬
lente senza stratificazione a tessitura fluidale, si rinvengono, come
si è detto, successioni stratificate di marne siltose e marne silicifere
rosse, diaspri, calcareeiti ed arenarie. In queste successioni stratifi¬
cate sono state effettuate ricerche paleontologiche per determinare
Fetà dei sedimenti.

Una campionatura eseguita nel pacco di strati che chiudono il
secondo olistostroma, sul versante meridionale di Tempa della Ro¬
salia — dove esso affiora nella migliore esposizione — ha dato faune
del Maastrichtiano (Globotruncana sp., Globotruncana gruppo cali-
ciformis contusa, Heterohelicidi, Operculieidi, piccole Globigerine,
Sulcoperculina sp., Goupilloudina sp,), e del Paleocene (?) (Oper-
culinidi, piccole nummuliti).

Nel primo olistostroma le associazioni faunistiche sono simili a
quelle riscontrate a Tempa della Rosalia; non sono stati rinvenuti
fossili riferibili al Paleocene,

In altre località dove non è stato possibile eseguire campionature
dettagliate, si sono riscontrate sempre le stesse associazioni fau¬
nistiche.

Si ricorda che il livello di marne [LircJ] sul quale poggia il

— 84 —

primo olistostroma [Oli] è datato Paleocene-Eocene inferiore; il se¬
condo livello di marne [Lm2] su cui poggia il secondo olistostroma
[012] è datato Eocene inferiore.

Si nota cbe Tetà della messa in posto degli olistostromi è di
poco posteriore alEetà degli olistostromi stessi.

Considerazioni sugli scivolamenti gravitativi del Cilento

Come si è già detto nel Cilento esiste una serie flisciode dello
spessore di circa 4.000 metri, che nella zona in studio presenta in
due distinti livelli fenomeni di scivolamenti gravitativi. Il livello in¬
feriore con spessori generalmente ridotti ed andamento lenticolare,
affiora prevalentemente nella zona sud orientale del gruppo di Monte
Sacro ; il livello superiore, con spessori maggiori, affiora con conti¬
nuità in tutta la zona di Monte Sacro ed in parte anche a Monte
Centaurino.

Gli elementi che caratterizzano questi depositi sono due : i con¬
glomerati a matrice arenaceo-siltosa prevalente senza stratificazione a
tessitura fluidale, e le successioni stratificate di marne siltose e marne
silicifere rosse, diaspri, calcareniti e arenarie.

I conglomerati a matrice arenaceo-siltosa prevalente senza stra¬
tificazione hanno tessitura fluidale e sono tipici depositi dovuti a
franamenti sottomarini di masse altamente viscose (vere e proprie
colate di fango); essi inglobano blocchi di dimensioni spesso note¬
voli — fino a 30-40 m^ — di rocce calcaree, di graniti e inoltre are¬
narie e marne tipo a fogliarina », della formazione sottostante. Si rin¬
vengono imballati in essi anche pacchi di arenarie e siltiti, note¬
volmente ripiegate, che non hanno corrispondenza litologica con i
depositi del flysch del Cilento.

Questi depositi conglomeratici sono stati rinvenuti in tutta la
zona studiata fatta eccezione per quella di Monte Centaurino.

È da notare che i ciottoli dei conglomerati senza stratificazione
sono litologicamente identici ai ciottoli presenti nei conglomerati are¬
nacei stratificati sotto e soprastanti (cfr. sezione tipo a Monte Sa¬
cro ») ; ma mentre questi ultimi conglomerati costituiscono una suc¬
cessione indisturbata di sedimenti flusso-torbiditici, con stratificazione
uniforme e continua, i conglomerati dell’olistostroma rappresentano
invece una successione disordinata di colate di fango che si sovrap¬
pongono e si distribuiscono irregolarmente inglobando caoticamente
materiale litoide di dimensioni anche ingenti e di varia natura, a

— 85 —

volte estranei al bacino di sedimentazione del flysch del Cilento, a
volte strappati dal substrato.

L’alta percentuale di matrice arenaceo-siltosa con tessitura flui-
dale è una singolare caratteristica di questi depositi.

I ciottoli dei conglomerati senza stratificazione sono di regola
meglio arrotondati di quelli dei conglomerati stratificati,

II secondo elemento caratteristico degli olistostromi è rappre¬
sentato da tipiche successioni stratificate di marne siltose rosse con
alla base quasi sempre sedimenti diasprigni ed arenacei. Queste suc¬
cessioni poggiano sempre sui conglomerati senza stratificazione e pre¬
sentano strati ripiegati e contorti in basso, via via sempre più re¬
golari e indisturbati verso l’alto. L’età di questi sedimenti è Maa-
strichtiano forse Paleocene.

L’olistostroma inferiore [OH] è intercalato in depositi di età
paleocenico-eocenica inferiore; l’olistostroma superiore [012] in de¬
positi di età eocenica inferiore ( finora però è risultato vano qual¬
siasi tentativo di datare il complesso arenaceo-conglomeratico sopra¬
stante - cfr. sezione tipo « Monte Sacro »).

Risulta chiaro quindi che questi sedimenti sia al livello infe¬
riore sia al livello superiore, sono intercalati a depositi di età più
recente e che essi per la loro litohiofacies o costituiscono depositi
estranei al bacino di sedimentazione in cui si rinvengono, o rappre¬
sentano delle facies del tutto differenti rispetto ai sedimenti nei quali
si rinvengono intercalati.

Circa la messa in posto degli olistostromi nei sedimenti « nor¬
mali )) del flysch del Cilento, è da considerare che i conglomerati
senza stratificazione, come si è detto, rappresentano il prodotto di
colate di fango sottomarine e costituiscono la massa fluido-viscosa che
ha permesso al materiale stratificato sovrastante di franare lungo un
pendio, con velocità modesta, senza che la stratificazione venisse di¬
strutta o obliterata. In questo modo trova una logica giustificazione
la struttura generale degli olistostromi : i marcati ripiegamenti alla
base, strutture via via più tranquille alla sommità.

La massa franata conserva quasi interamente la sua individua¬
lità ; il materiale portato in sospensione è in percentuale ridotta ed
è costituito dalle marne siltose rosse che chiudono i depositi del-
l’olistostroma.

In definitiva ipotizziamo una massa stratificata, sostenuta da ma¬
teriale fangoso, che sotto l’azione della gravità abbia dato luogo ad
un grande fenomeno di franamento sottomarino.

— 86

Analizzando i sedimenti d’appoggio del secondo olistostroma
[012] si osserva che nelle zone sud occidentali (v. Sezione Monte
Lepre^ Lagorusso) esso giace su un livello di maree siltose grigiastre

— fogUarina — dello spessore di 7-10 m o direttamente su arenarie
della formazione di S. Mauro; nelle zone più a nord est (v, sezione
Tempo del CAglio e Tempo della Rosalia) esso giace sul livello di
marne siltose grigiastre [Lm2] dello spessore di 30-40 metri; ancora
più a nord (v. sezione di S. Onofrio) esso giace su arenarie e siltiti
gradate che poggiano a loro volta sul livello di marne [Lto2],

È da supporre quindi uno spostamento delle masse da sud ovest
verso nord est ; la stessa direzione di spostamento è stata desunta
dalForientamento delle pieghe interessanti i depositi olistostromici.
Tuttavia la variabilità del letto delFolistostroma potrebbe essere
ascritta a semplici fenomeni di erosione siesedimentaria dato che
alla base delFolistostroma si rinvengono notevoli canali d’erosione

— si ricorda a tal proposito, a mo’ d’esempio, la presenza a Tempa
della Rosalia di un grande canale d’erosione che mette a contatto
diretto F[OI2] con le arenarie sottostanti al livello marnoso [Lm2~\.

Si ricorda inoltre che nella zona di Lagorusso nelle arenarie
sottostanti al secondo olistostroma si rinvengono inclusi di marne sil¬
tose rosse identiche a quelle delFolistostroma, per cui è da ritenere
che piccoli lembi delFolistostroma già deposlo in zone più meri¬
dionali, venissero strappati e deposti come ciottoli nei sedimenti tor-
biditici.

Notiamo infine che la direzione di spostamento delFolistostroma,
da sud ovest verso nord est, trova riscontro in una delle due di¬
rezioni d’apporto dei sedimenti presenti nella formazione di S. Mauro,
a conferma dell’esistenza di un paleopendio immergente a nord est.

I sedimenti che costituiscono Folistostroma, anche se in parte
solo ipoteticamente, permettono di fare alcune osservazioni che ri-

Fig. 25. — Profilo geologico illustrante i rapporti tra la Piattaforma carbonatica
mesozoica ed il flysch del Cilento. Legenda; 1) conglomerati a matrice are-

naceo-siltosa prevalente ben stratificati {formazione di S. Mauro p.p.); 2) oli¬
stostroma superiore [012] ; 3) arenarie e marne (formazione di S. Mauro
p.p.); 4) arenarie e conglomerati (formazione di Pollica); 5) argille, calcare-

niti, arenarie e marne (formazione di S. Venere); 6) arenarie, siltiti e marne
(Miocene); 7) calcareniti glauconitiche spesso reticolate (Miocene); 8) calca-
reniti e marne verdi (Paleocene); 9) calcareniti e calcilutiti (Cretacico su¬
periore); 10) contatti stratigrafici; 11) sovrascorrìmenti ; 12) faglie dirette;

scollamenti.

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87 —

teniamo di notevole interesse : in particolare le successioni stratifi¬
cate di marne rosse e calcareniti con livelli diasprigni alla base (che
costituiscono gran parte delFolistostroma) sono analoghe come lito¬
logia e come età a depositi stratigraficamente legati alla serie cal-
careo-silico-marnosa lucana denominati « Flysch rosso » e « scisti
rossi di Pecorone» (Scandone 1967); tali depositi vengono inter¬
pretati come facies marginali interne di un unico grande bacino di sedi¬
mentazione, con caratteri di eugeosinclinale, in cui si depositava la
serie calcareo-silico-marnosa lucana dapprima, e il flysch silentino
lucano successivamente. Se, come riteniamo possibile, i sedimenti del-
l’olistostroma sono legati in parte ai depositi della serie calcareo-
silico-marnosa lucana, è logico concludere, dato il senso di sposta¬
mento delFolistostroma da sud ovest verso nord est, che la serie
calcareo-silico-marnosa lucana si sia deposta ad occidente del flysch
del Cilento e successivamente si sia spostata verso oriente ; gli olisto-
stromi rappresenterebbero le prime fasi della traslazione di questa
coltre.

Queste considerazioni avrebbero il medesimo significato anche
se il flysch del Cilento costituisse una successione di eugeosinclinale
a se stante come ipotizza Grandjacquet 1963 senza essere legata
alla serie calcareo-silico-marnosa lucana.

Se analizziamo infine i rapporti tra la successione del flysch
del Cilento e quelle della Piattaforma carbonatica sud appenninica,
due elementi sono da tener presente :

1) sovrapposizione tettonica del flysch del Cilento sulla serie
della Piattaforma carbonatica ;

2) marcata differenza tra le facies del flysch del Cilento e
quelle della Piattaforma carbonatica.

Il flysch del Cilento (in particolare la formazione di S. Venere)
è di regola sovrapposto ai depositi flisciodi che costituiscono la
parte superiore della successione miocenica trasgressiva sui depositi
della Piattaforma carbonatica ; la netta distinzione tra questi due
termini è essenziale, a nostro avviso, per una corretta interpretazione
dei rapporti tra flysch del Cilento e Piattaforma carbonatica.

Nel versante occidentale della Raia del Pedale, a nord dell’abi¬
tato di Rofrano, è particolarmente bene esposta la sovrapposizione
dei depositi del flysch del Cilento sui sedimenti flyscioidi miocenici
che chiudono la successione mesozoico-cenozoica della Piattaforma
carbonatica (fig. 25). In questa zona il Miocene è costituito da de¬
positi calcarenitici alla base e da depositi arenacei flischiodi alla

— 88 —

sommità. I deposti miocenici sono di regola trasgressivi sui sedi¬
menti calcareo-dolomitici della Piattaforma carbonatica ; tale con¬
tatto stratigrafico è obliterato nella zona in esame da un piano di
scivolamento.

Sovrapposta al flysch miocenico si ritrova tutta la successione
del flysch del Cilento.

D’altronde non sono stati ritrovati sinora reperti paleontologici
indicanti un’età miocenica del flysch del Cilento, nè si ritiene pro¬
babile un eventuale rimaneggiamento delle faune utilizzate per la
stratigrafia, le quali indicano una età mesozoico-cenozoica.

Per quanto riguarda il secondo elemento di cui sopra, si fa no¬
tare che i depositi flyscioidi del Cilento affiorano a diretto contatto
od anche in piccoli Graben tra i depositi della Piattaforma carbo¬
natica. Le caratteristiche sedimentarie di queste due successioni sono
tali che bisognerebbe ipotizzare variazioni di facies molto repentine
per giustificare che la stessa successione possa essere a luoghi Cre¬
tacico inferiore ( Monte della Stella), a luoghi Oligocene-Miocene, a
luoghi solo Miocene (Monte Sacro).

La Piattaforma carbonatica sud appenninica è costituita da se¬
dimenti tipici di una piattaforma intraoceanica con facies neritiche
e facies di transizione ad ambienti pelagici sui versanti adriatico e
tirrenico.

Nel Cilento in particolare le facies interne di tale piattaforma
affiorano estesamente nei monti di Capaccio-Roccadaspide, le facies
di transizione (o addirittura facies pelagiche) affiorano nella zona di
Roccagloriosa e in quella di Monte Bulgheria. Il flysch del Cilento
è sovrapposto non solo alle facies di transizione ma anche a quelle
più interne della Piattaforma.

Il flysch del Cilento ha i caratteri di un vero e proprio flysch
deposto in una geosinclinale con notevole attività tettonica, rifornita
di materiale terrigeno da una a area cristallina » ; sembra logico, a
nostro avviso, che esso si sia deposto in un bacino in area tirrenica
(un grande bacino di sedimentazione che comprendeva probabilmente
anche i depositi dischiodi del versante ionico del Pollino) interno ri¬
spetto ai depositi di Monte Bulgheria.

In questo bacino si verifica nel Paleocene-Eocene la messa in
posto di masse sedimentarie ( olistostromi) che costituivano le facies
marginali o depositi estranei al bacino stesso.

Nel Langhiano ( ?) i depositi del flysch del Cilento si spostano
verso oriente (occupando l’attuale posizione geografica nel Cilento),

— 89 —

sovrapponendosi ai depositi miocenici stratigraficamente legati alla
successione della Piattaforma carbonatica delPAppennino meridio¬
nale e ricoprendo non soltanto le facies marginali tirreniche, ma
anche quelle interne della Piattaforma, oltrepassandola addirittura
nella zona ad ovest del Pollino.

Le direttrici di sedimentazione rilevate nel flysch del Cilento (da
sud ovest e da est) si potrebbero forse meglio giustificare ammettendo,
oltre alla traslazione, una rotazione delle masse in senso antiorario ; così
che le direttrici di apporto dei sedimenti sarebbero approssimativamente
da ovest e da sud est.

Napoli, Istituto di Geologia delVUniversità, marzo 1968.

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Boll, Soc. Natur. in Napoli
voi. 77, 1968, pp. 93-102, 3 tavv.

Nummofallotia apula n. sp.
Foraminifero del Cretaceo superiore delle Murge

Nota della Dott. ELENA LUPERTO SINNI
presentata dal Socio ANGIOLA MARIA MACCAGNO

(Tornata del 29 marzo 1968)

Riassunto. — Viene descritta e figurata una nuova specie di Foraminifero, Num¬
mofallotia apula n. sp. Gli esemplari di questa specie sono stati rinvenuti durante
lo studio di campioni prelevati in alcune località dei dintorni di Altamura e Gravina
(Bari) e di Laterza (Matera) in calcari stratificati bianchi con Rudiste, già riferiti
al Senoniano.

La nuova specie risulta associata a :

Accordiella conica Farinacci, Dicyclina schiumò er geri Munier-Chalmas,
Cuneolina sp., Minouxia lobata Gendrot, Minouxia conica Gendrot, T etraminouxia
sp., Dictyopsella kiliani Munier-Chalmas, Rhapydionina sp., Rhipidionina sp., Prae-
rhapydionina cf. cubana Van Wessen, Lockhartia ramanae Ten Dam, Lockhartia
daviesi Ten Dam, Siderolites sp.

Abstract. — Nummofallotia apula n. sp. is described and illustrated. The new
species was found near Altamura and Gravina (discrict of Bari) and near Laterza
(discrict of Matera) in white bedded Rudist limestones of Senoniano age.

The new species is associated with :

Accordiella conica Farinacci, Dicyclina schlumbergeri Munier-Chalmas,
Cuneolina sp., Minouxia lobata Gendrot, Minouxia conica Gendrot, T etraminouxia
sp., Dictyopsella kiliani Munier-Chalmas, Rhapydionina sp., Rhipidionina sp., Prae-
rhapydionina cf. cubana Van Wessen, Lockhartia ramanae Ten Dam, Lockhartia
daviesi Ten Dam, Siderolites sp.

— 94 —

Premessa.

Nel quadro delle indagini che l’Istituto di Geologia e Paleon¬
tologia dell’Università di Bari conduce come Sezione del Gruppo di
Ricerca per lo studio geologico dell’Italia meridionale sotto gli auspici
del C.N.R,, ho compiuto osservazioni micropaleontologiche su cam¬
pioni prelevati nella parte superiore dei Calcari delle Murge.

Lo scopo di queste osservazioni è di contribuire al perfezio¬
namento delle conoscenze cronostratigrafiche sul Cretaceo murgiano.
Durante lo studio al microscopio di calcari provenienti dai dintorni
di Altamura, di Gravina e di Laterza, ho avuto modo di osservare,
fra l’altro, un piccolo foraminifero che ritengo di poter riferire ad
una specie nuova.

Questo foraminifero, che è certo interessante dal punto di vista
paleontologico e che potrà anche avere una importanza cronostra-
tigrafica, mi risulta, per ora, presente solo in campioni che proven¬
gono dalla parte più alta del « Calcare di Altamura » e nel « Cal¬
care di Murgia della Crocetta» (I). Le osservazioni che verranno
condotte in nuove ricerche di campagna potranno fornire altri ele¬
menti utili a definire il valore cronostratigrafico di questa forma.

Gli esemplari che ho studiato presentano caratteri specifici ben
diversi da quelli della specie Nummofallotia cretacea (Schlumber-
ger), già conosciuta come Nonionina cretacea Schlumberger (1899)
e di recente dettagliatamente descritta come specie tipo del genere
Nummofallotia da Barrier e Neumann (1958).

Le sezioni più significative degli esemplari stessi sono illustrate
nelle annesse tavole.

Lo studio è stato compiuto esclusivamente su sezioni sottili, per
lo più non orientate, per cui non si sono potuti osservare i caratteri
morfologici esterni del guscio ; la ricostruzione del plasmostraco resta
pertanto necessariamente incompleta.

(1) Le unità litostratigrafiche ora indicate sono state distinte in questi uitimi
anni nel complesso dei Calcari delle Marge (v. in proposito Azzaroli & Cita, 1963;
Valduga, 1965).

™ 95 —

Caratteri della microfacies.

Cenni litologici. — Il tipo litologico risulta abbastanza costante :
la roccia è sempre calcarea, compatta, in molti casi, più o meno do-
lomitizzata. La microlitofacies si mostra costituita da granuli di pic¬
cole dimensioni, cementati da micrite calcarea chiara ; tra i granuli
risultano abbondanti i microfossili e i frammenti di gusci di orga¬
nismi macroscopici.

Contenuto micro paleontologico. — Sia la microfauna che la mi¬
croflora sono abbondantemente rappresentate. Sono presenti soprat¬
tutto foraminiferi di tipo bentonico a guscio calcitico microgranulare ;
i foraminiferi a guscio agglutinato appaiono invece più scarsi. Sono
inoltre presenti rare forme a guscio calcitico ialino.

La microflora è rappresentata da alghe del genere Thaumatopo-
rella. Sono presenti in minor misura Dasicladacee, generalmente non
determinabili.

È stata osservata la seguente associazione faunistica : Nummo-
fallotia apula n. sp., Accordiella conica Farinacci, Dicyclina schlum-
bergeri Munier-Chalmas, Cuneolina sp., Minouxia lobata Gendrot,
Minouxia conica Gendrot, Tetraminouxia sp., Dictyopsella kiliani
Munier-Chalmas, Rhapydionina sp., Rhipidionina sp., Praerhapy-
dionina cf. cubana Van Wessen, Lockhartia ramanae Ten Dam, Lo-
ckhartia daviesi Ten Dam, Siderolites sp.

Sono inoltre presenti: Textularidae, Valvulinidae., Miliolidae,
Ophthalmidiidae, Rotalidae.

In alcuni campioni, oltre ai foraminiferi ora indicati, sono pre»
senti Orbitolinidae ; nei campioni del Calcare di Murgia della Cro¬
cetta è presente anche Keramosphaera tergestina Stache.

In tutti i campioni si osservano inoltre Ostracodi, Lamellibranchi
(frammenti di Rudiste e di Ostriche), piccoli Gasteropodi, radioli e
frammenti (alcune volte molto grossi) di Echini.

La biofacies indicherebbe che l’ambiente di sedimentazione era
neritico, poco profondo, con acque temperato-calde.

~ 96 —

Provenienza del materiale esaminato.

Come ho accennato, i campioni esaminati provengono da alcune
località dei dintorni di Altamura (Prov. di Bari), di Gravina (Prov.
di Bari) e di Laterza (Prov, di Matera), Più precisamente, quelli ri¬
feribili al Calcare di Murgia della Crocetta sono stati raccolti in
località Massia S. Teresa (Tav. 189 I NE «Serra Ficaia»); quelli
del Calcare di Altamura provengono dalle Località Mass.ia Don Luca
(Tav. 189 IV SE «Masseria Pescariello »), Parco Grassaturo (Tav.
201 I NO « Laterza »), Murgia Terlecchia (Tav. 201 I NO « Laterza »)
e lazzo Nuovo (Tav. 201 I NO « Laterza »).

Distribuzione cronostratigrafica della specie.

Gli esemplari della specie sono stati rinvenuti in calcari bianchi
stratificati, già attribuiti al Senoniano superiore (Luperto Sinni,
1966). Sulla base di osservazioni recentemente compiute non mi pare
escluso di dover alquanto modificare questa datazione; in proposito
riferirò comunque in una prossima nota.

I tipi di Nummo fallotia apula provengono dai dintorni di Alta¬
mura e di Laterza, in associazione con forme per ora ritenute
maastrichtiane. Come ho già indicato, essi si trovano anche in cam¬
pioni provenienti dal «Calcare di Murgia della Crocetta » che pur
con qualche incertezza è stato attribuito al Maastrichtiano (Azza-
ROLi & Cita, op. cit.).

In base a quanto ho finora accennato, ritengo che la specie Num~
mofallotia apula possa essere riferita al Senoniano superiore e, in
particolare, forse proprio al Maastrichtiano.

--- 97 —

Descrizione sistematica.

Ord. FORAMINIFERA

Farri. Soritidae

Sottofam, Meandropsininae

Gerì. Nummofallotia Barrìer & Neumann,

1958

Nummofallotia apula n. sp.

Tav, I, figg. 1-6; Tav, II, figg. 1-6; Tav. Ili, figg. 1-4 e 6

Diagnosi. — Guscio di forma lenticolare, simmetrico, relativa¬
mente bombato al centro ( dove è localizzato un bottone centrale) for¬
mato daU’avvolgimento nummulitoide di una muraglia a forma di V.

In sezione equatoriale sono visibili le camere, di forma qua¬
drangolare : queste sono formate da setti normali alla lamina spi¬
rale e ricurvi alFindietro, progressivamente ma lentamente crescenti
e in numero di 16-20 nelFultimo giro. Numero di giri dell’avvolgi¬
mento costante e uguale a 3.

In sezione assiale è visibile un corpo centrale (corrispondente
al bottone centrale) di forma e volume alquanto variabili, quasi
sempre presente su entrambe le facce.

Apertura delle camere alla base dei setti.

Guscio calcareo imperforato a struttura microgranulare. La mu¬
raglia appare robusta e con spessore all’incirca costante; i setti sono
meno spessi della parete esterna. Il pilastro centrale è sempre for¬
mato da fibre chiare di calcite. Spesso la muraglia è rivestita da uno
straterello sottile di calcite chiara fibrosa : analogamente dicasi per
i setti.

Dimensioni.

Olotipo (tav. I, fig. I) diametro equatoriale 0,32 mm, altezza
del guscio 0,18 mm ; diametro del proloculus 0,06 mm.

Paratipo A (tav. II, fig. I) diametro equatoriale 0,36 mm, al¬
tezza del guscio 0,16 mm ; diametro del proloculus 0,08 mm.

Paratipo B (tav. II, fig, 2) diametro equatoriale 0,33 mm, al¬
tezza del guscio 0,19 mm ; diametro del proloculus 0,04 mm.

7

— 98 —

Osservazioni.

Barrier & Neumann hanno condotto studi approfonditi su
individui di « Nonionina cretacea » Schlumberger isolati, al fine di
definire le caratteristiche generiche. Questi autori hanno osservato
che in residui di lavaggio si trovano raramente individui completi
coi loro bottoni centrali di calcite perforata, mentre più spesso si os¬
servano i bottoni soli, o associati a gusci, dai quali essi sono stati
staccati. Gli autori sono fra l’altro giunti alla conclusione che No¬
nionina cretacea, così con].e l’ha descritta Schlumberger, è il ri¬
sultato dell’epigeeizzazione di un organismo aH’origine molto diverso.

Tale organismo primitivo avrebbe dovuto avere guscio di forma
lenticolare, discoide, relativamente piatto (che si sarebbe fatto bom¬
bato solo dopo l’epigenizzazione), sempre calcareo imperforato e for¬
mato dall’avvolgimento nummulitoide di una lamina spirale a forma
di V ; le camere sarebbero state delimitate da setti formati dal ri-
piegamento della lamina spirale stessa.

Barrier & Neumann non hanno rinvenuto nei residui di la¬
vaggio, né nelle sezioni sottili, questi organismi primitivi, pur avendo
constatata la presenza di individui a diversi gradi di epigenizzazione
con bottoni centrali variamente sviluppati. Gli autori citati hanno
avanzato l’ipotesi che la epigenizzazione sia forse da porre in relazione
con la natura stessa dei gusci dei detti organismi, o forse con la fra¬
gilità di questi.

Fo notare che nelle sezioni sottili da me esaminate, accanto
agli individui che riferisco alla specie Nummo fallotia apula, ho os¬
servato con una certa frequenza forme simili ad essi per aspetto
morfologico generale e per dimensioni, ma verosimilmente non rife¬
ribili a questa specie. Tali forme hanno il guscio completamente cal¬
careo imperforato e non presentano bottone centrale (Tav. Ili, fig. 5).
Se si potesse dimostrare che la presenza dei bottoni centrali delle
N ummo fallotia è proprio dovuta all’epigenizzazione e se a un tempo
si potesse spiegare l’assenza o il diverso grado di epigenizzazione in
forme presenti nello stesso preparato microscopico, forse le forme
con bottone centrale e quelle senza bottone potrebbero esser riunite
sotto un’unica specie. Per ora, in mancanza di più attendibili dati
sul menzionato fenomeno di epigenizzazione e nell’impossibilità di
osservare individui isolati, mi pare comunque opportuno non riferire
alla stessa specie gli esemplari dei due tipi.

— 99 —

Rapporti e differenze.

La specie può essere confrontata con Nummo fallotia cretacea
(Schlumberger) descritta di recente da Barrier & Neumann (1958).

Come è noto, è stato dimostrato che nella sinonimia di Nummo-
fallotia cretacea deve essere inclusa anche Goupillaudina sanctipetri
Marie (1957).

Nummofallotia apula n. sp. si distingue nettamente da N, cre¬
tacea per avere dimensioni minori (in N. cretacea si ha un dia¬
metro equatoriale variabile da 0,6 a 0,8 mm e altezza del guscio
variabile da 0,4 a 0,5 mm) ; numero dei giri inferiore (nella specie
di Schlumberger i giri sono 7 o 8) ; infine un minor numero di
camere nell’ultimo giro (nelle forme descritte da Barrier & Neu¬
mann sono al minimo 26). Fo rilevare che negli individui (mega-
losferici) di Nummofallotia apula n. sp. il diametro della camera
embrionale risulta uguale, o quasi, a quello della camera embrionale
degli esemplari megalosferici di N. cretacea. Se comunque si consi¬
derano le differenze rilevate negli altri caratteri, appare evidente che
gli esemplari della nuova specie non possono essere identificati con
forme megalosferiche della specie di confronto.

Un altro confronto potrebbe essere fatto con la specie Goupil¬
laudina senonica ( PÉrébaskine) compresa da Marie (1957) nel suo
nuovo genere Goupillaudina. Quest’ultima specie, che è in sino¬
nimia con Nummulites cretaceus Pérébaskine (1942) è, a mio modo
di vedere, riconducibile al genere Nummofallotia. La specie che ho
istituita differisce da questa ora citata per avere dimensioni minori
(gli esemplari di Pérébaskine hanno diametro equatoriale di 0,50-0,70
mm e altezza del guscio di 0,25-0,33 mm) ; inoltre, un numero inferiore
di giri (questi sono 7 o 8 negli esemplari della specie Goupillaudina
senonica) e un minor numero di camere nell’ultimo giro ( gli indi*
vidui descritti da Marie hanno nell’ultimo giro un numero di ca¬
mere superiore a 45).

La specie di nuova istituzione si distingue insomma dalle forme
finora conosciute, per avere negli individui megalosferici un guscio
piccolo, con soli 3 giri di spira, l’ultimo dei quali è formato al mas¬
simo da 16-20 camere.

— 100 —

Collocazione.

Sezioni sottili: LAT 17 (N 13) (olotipo); LAT 51 (N 11);
LAT 10 (N 14); LAT 17 (N 12); LAT 23 (N 15); LAT A 27
(N 7); MST (N 1); MST 4 (N 5); MST (N 4); MST 5 (N 6);
K 1 (N 8); K 1 (N 9); DON LUCA; ecc.

Istituto di Geologia e Paleontologia delVUniversità di Bari.

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TAVOLA I.

Fig. 1. — Nummofallotia apula n. sp. - Olotipo - Sezione assiale. Preparato LAT
17 (N 13), X 100. Località: 200 m circa a N di lazzo Nuovo (sul limite
di Provincia) (Tav. 201 I NO « Laterza »).

Fig. 2. — Nummofallotia apula n. sp, - Sezione trasversale (subparallela all’asse di
avvolgimento). Preparato LAT 51 (N 11) x 100. Località: Parco Gras-
saturo (Tav. 201 I NO « Laterza »).

Fig. 3. — • Nummofallotia apula n, sp. - Sezione trasversale leggermente obliqua ri¬
spetto all’asse di avvolgimento, tagliata in prossimità del margine esterno.
Prepaparato LAT 10 (N 14), x 100. Località: lazzo Nuovo (Tav. 201
I NO « Laterza »).

Fig. 4. — Nummofallotia apula n. sp. ■ Sezione trasversale leggermente obliqua ri¬
spetto all’asse di avvolgimento. Preparato MST (N 1), x 100. Località:
Mass.ia S. Teresa (Tav. 189 I NO « Serra Ficaia »),

Fig. 5. — Nummofallotia apula n. sp. - Sezione molto obliqua rispetto al piano equa¬
toriale. Preparato LAT 17 (N 13), x 100. Località: 200 m circa a N di

lazzo Nuovo (sul limite di Provincia) (Tav, 201 I NO « Laterza »).

Fig. 6. — Nummofallotia apula n. sp. - Sezione obliqua rispetto al piano equato¬

riale. Preparato MST 4 (N 5), x 100. Località: Mass.ia S. Teresa (Tav.
189 I NO « Serra Ficaia »).

Boll. Soc. Nat. in Napoli, 1968

Luperto SiNNi E, - Nummo fallotia apula.

eco.

Tav. I.

TAVOLA IL

Fig. 1. — • Nummofallotia apula ii. sp. - Sezione assiale. Preparato MST (N 4), x 100.
Località: Mass.ia S. Teresa (Tav. 189 I NE «Serra Ficaia»).

Fig. 2. — Nummofallotia apula n. sp. - Sezione assiale. Preparato LAT 17 (N 13),
X 100. Località: 200 in circa a N di lazzo Nuovo (sul limite di Provin¬
cia) (Tav. 201 I NO « Laterza »).

Fig, 3. — Nummofallotia apula n. sp. - Sezione assiale. Preparato MST 5 (N 6),
X 100. Località: Mass.ia S. Teresa (Tav. 189 I NE «Serra Ficaia»).

Fig. 4. — Nummofallotia apula n. sp, - Sezione assiale. Preparato LAT 17 (N 12),
X 100. Località: 200 ni circa a N di lazzo Nuovo (sul limite di Provìn¬
cia) (Tav. 201 I NO « Laterza »).

Fig. 5. — Nummofallotia apula n. sp. - Sezione assiale. Preparato K (N 16), x 100.
Località: Mass.ia S. Teresa (Tav. 189 I NE «Serra Ficaia»).

Fig. 6. — Nummofallotia apula n. sp, - Sezione equatoriale. Preparato LAT 23 (N 15),

X 100. Località: 500 m circa a N di lazzo Nuovo (sul limite di Pro¬
vincia) (Tav. 201 I NO « Laterza »).

Lupekto Sinni e. ■ Nummofallotia apula, ecc, - Tav. IL

j

! Boll. Soc. Nat, in Napoli, 1968

TAVOLA III.

Fig. 1.
Fig. 2.

Fig. 3.

Fig. 4.

Fig. 5.

Fig. 6.

— Nummo fallotia apula n, sp. - Sezione assiale. Preparato IC 1 (N 9), x 100.
Località: Mass.ia S. Teresa (Tav. 189 I NE «Serra Ficaia»).

— ■ N unimofallotia apula n. sp. ■ Sezione molto obliqua rispetto alFasse di

avvolgimento. Preparato LAT A 27 (N 7), x 100. Località: nelle vici¬
nanze del km 598 sulla SS 7 (Appia) (Tav. 201 I NO « Laterza »).

— Nummofallotia apula n. sp. - Sezione leggermente obliqua rispetto alFasse
di avvolgimento. Preparato K 1 (N 8), x 100. Località: Mass.ia S. Teresa
(Tav. 189 I NE « Serra Ficaia »).

— Nummofallotia apula n. sp. - Sezione obliqua rispetto alFasse di avvolgi-
mento. Preparato K (N 16), x 100, Località: Mass.ia S. Teresa (Tav,
189 I NE « Serra Ficaia »).

— Forma non determinata (forse N. apula n. sp. non epigenizzata?). Prepa¬
rato K (N 16), X 100. Località; Mass.ia S. Teresa (Tav. 189 I NE « Serra
Ficaia »).

— Nummofallotia apula n. sp, - Sezione equatoriale. Preparato Don Luca,

X 100. Località: Mass.ia Don Luca (Tav. 189 IV SE «Masseria Pesca-
riello »).

Luperto Sinni e. - Nummo jallotia apula, ecc. - Tav. III.

[

Boll. Soc. Nat. in Napoli, 1968

Boll. Soc. Natur. In Napoli

voi. 77, 1968, pp. 103-107.

Anione dei cianuri e metalli pesanti sulla fauna ittica

Nota del Socio Dott. ANGIOLO PIERANTONI

(Tornata del 31 maggio 1968)

Riassunto. — L’Autore, esamina la tossicità verso i pesci, degli scarichi indu¬
striali contenenti cianuri e metalli pesanti che si immettono nel mare in prossimità
di coste e baie.

Egli dice che, pur provocando gli effluenti industriali nel mare effetti minori
di tossicità per l’azione delle correnti e delle maree di quelli che si immettono nei
fiumi e nei laghi, è sempre bene ridurre al minimo la tossicità e passa in rassegna
i vari metodi di depurazione.

Summary, — Toxicity for fish from industriai servage effluents containing cya-
nide and heavy metals into sea and Coastal areas has been investigated.

Although wind, tide and wave action reduce thè toxicity of industriai effuents
into thè sea more than in thè fresh waters of rivers and lakes, thè Author suggest
that it is preferable to guarantee thè least toxicity rate of thè effluents. The principal
methods of waste purification are reviewed.

Gli effluenti provenienti dagli scarichi delle industrie galvaniche,
metallurgiche e conciarie, contengono tra gli altri prodotti, in mi¬
sura rilevante cianuri e metalli pesanti. In special modo le industrie
galvaniche, per il loro processo di lavorazione scaricano liquami in¬
quinati da soluzioni a base di rame, ferro, nichel, zinco e in par¬
ticolare cromati e cianuri fortemente concentrati ; tutte sostanze
molto tossiche per la fauna ittica.

Mentre il cianuro per la sua tossicità uccide i pesci anche a
bassa concentrazione, i composti a base di cromo sono veleni proto¬
plasmatici che agiscono anche in dosi assai tenui. L’azione tossica
sulla fauna ittica, ad opera di questi composti, avviene con azione
esterna e con azione di penetrazione. L’azione esterna può avvenire
sulla cute e sulle branchie provocando lesioni di origine meccanica
o lesioni di origine chimica, come la formazione di composti muco-

— 104 —

metallici che impediscono il nuoto e che occludono l’apparato bran¬
chiale e della bocca. Studi in tal senso furono compiuti da Car-
PENTER (1925-1927-1930), Beherens (1928), Ellis (1937), West-
fall (1945) i cjuali ottennero in un primo tempo una ipersecrezione
mucosa e poi formazione di composti muco-metallici.

L’azione per penetrazione si esplica maggiormente con l’intro¬
duzione di tossici attraverso l’apparato digerente.

Fromm e ScHiFFMAN (1958) affermarono che il decesso degli
animali avveniva ad opera del cromo esavalente in forti concentra¬
zioni. Essi operarono sul Micropterus salmoides il cui epitelio inte¬
stinale risultò profondamente leso. Altre ricerche sono state condotte
per accertare il potere venefico tra metalli pesanti e cianuri. Strumm
e Coll, (1954) hanno affermato che i soli complessi dei metalli pe
santi con i cianuri aumentano il potere tossico col diminuire della
stabilità dei complessi formatisi, I complessi di nichel, ferro, rame
con i cianuri sono meno dannosi perchè più stabili che non quelli
del cadmio e zinco. 11 tetracianuro di cadmio, che è un complesso
meno stabile, è di poco meno tossico dello ione CN“ libero. È nota
la bassa tossicità del ferrocianuro e del ferricianuro rispetto allo
ione CN“ così come il cuprocianuro di potassio che ha una tossicità
2-4 volte inferiore al cianuro di potassio. Fra i composti organici
del cianuro quelli che hanno un forte potere tossico verso i pesci
sono i tiocianati che come dicono Hiatt e Coll. (1953) sono perce¬
pibili a 0,05 p.p.rn. Gli scarichi a base di cianuri e metalli pesanti
lungo i litorali marini, fasce costiere, baie ed estuari pur provo¬
cando gli stessi fenomeni di intossicazione di quelli che avvengono
nei fiumi e nei laghi, sulla fauna ittica, provocano effetti minori in
quanto bisogna tener conto delle correnti, delle maree ecc. e come
dicono WiEGEL e Johnson anche della estensione della costa e della
velocità della corrente.

Gilet, osservando l’acqua del porto di Marsiglia, che ha con¬
tinui scambi con la baia, sostiene che l’inquinamento viene ad es¬
sere molto ridotto a causa di questi fenomeni. Un fenomeno di ri¬
lievo è la autopurificazione di un effluente inquinato e Williams
dice che esistono organismi che presiedono alla autopurificazione
trasformandone le caratteristiche chimiche.

Il Koch invece afferma che certi effluenti industriali contenenti
sali minerali non possono essere trasformati organicamente dalla
autopurificazione ma essi possono essere scaricati senza molti danni
nel mare dove sono in breve tempo dispersi nell’ambiente vasto e

__ 105 —

dal movimento interno. Infatti in alto mare l’onda di marea è poco
sensibile mentre in prossimità della costa o alla foce dei fiumi la si
può osservare bene per il dislivello die essa provoca e che può va¬
riare da pochi cm. a vari metri e varia con la profondità. Pur tut¬
tavia, tenuto conto del diminuito effetto tossico dei cianuri e metalli
pesanti ad opera delle correnti e del moto ondoso del mare, lo sca¬
rico di questi prodotti costituisce sempre un pericolo per la fauna
che sia pur in maniera ridotta viene ad essere sempre impoverita a
causa dell’azione letale. Sulla tossicità dei metalli pesanti specie
rame e cromo abbiamo gli studi di Ralmond e Shields che affer¬
mano che su Nereis esiste una tossicità per il Cu che si aggira in¬
torno a 0,1 p.p.m. mentre la tossicità per il Cr è intorno a 10 p.p.m.
Invece per il Calcinus maenas la tossicità avviene ad una concen¬
trazione di 50 p.p.m. per il Cr dopo 12 giorni.

I commestibili marini di cui l’uomo si serve e che sono una im¬
portante sorgente di proteine e sali minerali, vengono raccolti prin¬
cipalmente proprio nelle zone costiere dove possono avvenire gli
scarichi industriali, perchè, come asserisce Odum, nello zoccolo con¬
tinentale la produttività è maggiore per il rimescolamento delle ac¬
que superficiali con quelle profonde. L’Autore dice che il tasso
medio di produzione annua per m“ di superficie, varia da gr. 182,5
a gr. 795.

Conclusione.

Da quanto sopra esposto, le acque di scarico che contengono
cianuri e metalli pesanti, sia che essi vengono immessi in corsi d’ac¬
qua e sia che essi vengono immessi direttamente nel mare, debbono
essere sottoposte ad un trattamento di depurazione tale da ridurre al
minimo la loro tossicità fino ad arrivare ad un limite tollerabile che
secondo l’O.M.S. si aggira per il Cr a mgr/litro 0,05 sotto forma
di cromo esavalente e per il cianuro a mgr./litro 9,01 sotto forma

di CN,

I metodi di trattamento sono numerosi sia per quanto riguarda
i cianuri che per i cromati. Per i cianuri si potrebbe ricorrere ad
un metodo poco costoso quale quello studiato da Pettet e Ware
che sono ricorsi all’uso del solfato ferroso e della calce per preci¬
pitare i cianuri sotto forma di complessi di ferro ed in questo modo
è possibile ridurre la concentrazione del cianuro fino a 5-10 p.p.m.

— 106 --

Si può anche avere la completa distruzione dei cianuri alcalinizzando
con calce o soda caustica a pH 11, dorando poi con ipoclorito.

Un altro metodo vantaggioso è quello consigliato dal Water Pol-
lution Research Laboratory consistente nelFossidazione elettrolitica
in cui i cianuri vengono ossidati a cianati e carbonati ad opera del¬
l’ossigeno che si libera all’anodo. Per quanto riguarda il Cr ed i suoi
sali, il più comune metodo di trattamento è quello di trasformare
i composti esavalenti e trivalenti e successiva aggiunta di alcali per
ottenere la precipitazione dell’idrato di cromo.

Come riducenti vengono usati l’anidride solforosa o il bisolfito
di sodio o il solfato ferroso. Anche per i cromati si possono usare
procedimenti a scambio ionico i quali hanno il vantaggio del recu¬
pero del cromo per riutilizzarlo nella lavorazione. Per i sali di altri
metalli quali il rame, lo zinco, il nichel, il cadmio è opportuno farli
precipitare sotto forma di idrati di calce o soda caustica a pH 8
prima di immetterli negli effluenti.

Istituto di Biologia generale e Genetica delVUniversità di Napoli - Laboratorio
Chimico Provinciale - Sezione di Castellammare di Stabia.

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Boll. Soc. Natur. in Napoli

voi. 77, 1968, pp. 109-130, 4 figg-, 5 tabb., 5 tav.

Le associazioni dei minerali pesanti
nel flysch del Cilento (M. della Stella)

Nota del Socio GIUSEPPE CIPPITELLI
(Tornata del 28 giugno 1968)

Riassunto. — Si sono studiate le associazioni dei minerali pesanti della succes¬
sione stratigrafica del flysch del Cilento occidentale nell’area del M. della Stella
vicino ad Acciaroli.

I depositi sono prevalentemente torbiditici ed hanno età compresa tra il Cretaceo
inferiore e l’Eocene (Oligocene?).

Nel flysch di Cilento sono state individuate tre formazioni che si succedono
in continuità stratigrafica dal basso verso l’alto :

a) Formazione di S. Venere, argilliti, siltiti e areniti.

b) Formazione di Pollica, arenarie.

c) Formazione di S. Mauro, arenarie, conglomerati e marne.

In tutta la successione sono presenti costantemente quattro specie mineralo¬
giche; zircone; granato; tormalina; rutilo. Attraverso le variazioni percentuali di
queste specie si sono potuti distinguere cinque livelli dal basso verso l’alto :

a) zircone; tormalina; rutilo - formazione di S. Venere e parte della for¬
mazione di Pollica.

b) zircone; granato; tormalina; rutilo - formazione di Pollica,

c) zircone ; tormalina ; rutilo - formazione di Pollica.

d) granato; zircone; tormalina; rutilo - formazione di S. Mauro.

e) zircone ; granato ; rutilo ; tormalina - formazione di S. Mauro.

Le specie mineralogiche presenti e i ciottoli dei livelli conglomeratici per¬
mettono inoltre di discutere sulle provenienze da rocce ignee, sedimentarie e meta¬
morfiche.

Summary. — Heavy minerals associations in thè Cilento Flysch sequence (Sou¬
thern Italy) bave been investigated, with particular regard to those of Monte della
Stella area.

The studied sediments are prevailingly turbidites, ranging in age from lewer
Cretaceous to Eocene (Oligocene?). (*)

(*) Lavoro eseguito con il contributo del Consiglio Nazionale delle Ricerche -
Gruppo di Ricerca per la Geologia dei Sedimenti.

--- Ilo

Three formations have been distinguisced upward in Cilento Flysch 2

a) S. Venere Formationj argillites, siltites, sandstoees.

b) Pollica Formation s sandstones.

c) S. Mauro Formation: sandstones, conglomerates, marls.

Four minerals have been always observed throughout thè sequence ; zircon,
garnet, tourmaline, rutile. On thè base of thè percent variations of these minerals
lìce levels have been distiguished upward :

a) ^zircon, tourmaline, rutile (S. Venere Formation and Pollica Formation,
lower part).

b) zircon, garnet, tourmaline, rutile (Pollica Formation, middle part).

c) zircon, tourmaline, rutile (Pollica Formation, upper part),

d) garnet, zircon, tourmaline, rutile (S, Mauro Formation, lower part).

e) zircon, garnet, rutile, tourmaline (S. Mauro Fomation, upper part).

The observed minerals and thè pebbles from thè S. Mauro Formation conglo¬
merates allow to discuss about provenance from igneous, sedimentary and meta-
morphic rocks.

L Premessa

Come è noto, nello studio dei depositi terrigeni, il riconosci¬
mento delle associazioni dei minerali pesanti, fornisce un notevole
aiuto nelFambito delle correlazioni stratigrafiche, tra formazioni dello
stesso bacino di sedimentazione ; e ciò specialmente laddove, per il
particolare modo di origine questi depositi si presentino privi o
quasi di fossili, o quando si tratti di procedere a ricostruzioni paleo¬
geografiche.

La presente nota i cui risultati si inquadrano nel programma
di ricerca del Gruppo per la Geologia dei Sedimenti del C.N.R.
presso l’Istituto di Geologia dell’Università di Napoli, vuole essere
un contributo alla conoscenza delle serie detritiche del flysch del
Cilento.

I materiali studiati provengono dal M. delle Stella a NE di
Acciaroli che rappresenta una monoclinale, con immersione a N e
una inclinazione degli strati compresa tra i 15° e i 20° (fig. 1).

In questa area sono state istituite da Ietto, Pescatore e Cocco
(1966), le unità stratigrafiche che costituiscono il flysch del Cilento,
per cui è sembrato logico, oltre che per l’ottima esposizione, effet¬
tuare qui una campionatura per uno studio delle associazioni dei
minerali pesanti.

I campioni sono stati prelevati lungo la strada che da Acciaroli
va a Mercato ad intervalli stratigrafici di circa 50 m.

— Ili ~

Mi è gradito ringraziare il prof. Francesco Scarsella, diret¬
tore dell’Istituto di Geologia dell’Università di Napoli, per avermi
dato la possibilità di realizzare il lavoro.

II. Cenni geologici sul Cilento Occidentale

In un recente lavoro Ietto, Pescatore e Cocco (1966), hanno
suddiviso le successioni del flysch di quella regione in tre unità
stratigrafiche che si distinguono per le seguenti caratteristiche :

a) Formazione di S. Venere. — Rappresenta l’unità basale e
corrisponde, grosso modo, al flysch argilloso-filladico (Ippolito e
Fucini 1956) ed alla Formazione delle Crete Nere (Selli 1962). Si
tratta di un flysch costituito da alternanze di argilliti, a volte con
aspetto filladico, siltiti, calcilutiti silicifere, calcari marnosi, calcari
arenacei ed arenarie con prevalenza delle argilliti. Tali alternanze,
che nell’insieme assumono un colore grigio plumbeo, rappresentano
depositi di aree centrali di bacini torbiditici. Prove dell’origine tor-
biditica di questi depositi sono portate da Pescatore (1967), il quale

— 112 —

in strati arenacei ha individuato alcune sequenze gradate nel corpo
degli strati e numerosi calchi di docce di erosione alla base.

Questa unità si presenta assai dislocata di conseguenza le misure
effettuate per individuare le direzioni di apporto dei materiali risul¬
tano poco attendibili. I depositi della formazione di S. Venere pre¬
sentano, a luoghi, verso Marina di Ascea, una facies epimetamorfica.

La Formazione di S. Venere, per la presenza di Calpionelle alla
base e Globotruncane alla sommità, viene ascritta al Cretacico inferiore
e a tutto il Cenomaniano, con uno spessore complessivo che si aggira
sui 1000 m.

b) Formazione di Pollica. — Questa formazione, che stratigra-
ficamente segue quella di S. Venere, è costituita da depositi preva¬
lentemente arenacei, è stata suddivisa in due membri, di cui quello
inferiore è costituito da arenarie sottilmente straterellate ; nel ter¬
mine successivo, invece, sono presenti arenarie a grana grossa, a
volte conglomeratiche, spesso in grossi banchi, con evidenti fenomeni
di frane sottomarine sinsedimentarie ( slumpings) e canali d’erosione
alla base degli strati.

Per tali caratteristiche anche questa unità viene interpretata
come effetto di fenomeni di rideposizione con alternanza di fasi
distali e fasi prossimali di correnti di torbida. 1 calchi delle docce
d’erosione e dei canali d’erosione hanno permesso di accertare che
gli apporti venivano da SW.

Per la presenza di Globotruncane e di Inocerami la formazione
viene ascritta al Cretaceo superiore, sino a comprendere l’Eocene
basale; lo spessore si aggira sui 700-1000 m.

c) Formazione di S. Mauro. — Questa segue con perfetta con¬
tinuità la formazione di Pollica con passaggio abbastanza rapido.
Si tratta di una alternanza di arenarie e marne e corrisponde al
flysch marnoso-arenaceo (Ippolito e Lucmi 1956).

L’unità è costituita da un termine inferiore prevalentemente mar¬
noso-arenaceo e da uno superiore quasi del tutto arenaceo-conglo-
meratico. Nella porzione inferiore sono presenti due livelli marnosi
dei quali quello inferiore presenta uno spessore di circa 40 m quello
superiore di circa 20 m.

Le strutture sedimentarie dei banchi di marne e degli strati
arenacei sono quelle peculiari dei depositi torbiditici ; in particolare
fasi distali sono alternate a fasi prossimali di correnti di torbida.
Nella parte alta i conglomerati presentano l’aspetto di flussotorbiditi

^ 113

con notevoli canali d’erosione ; spesso si osservano anche frane sot¬
tomarine sinsedimentarie (slumpings) assai significative.

Impronte di fondo e canali d’erosione permettono di stabilire
due direzioni di apporto, rispettivamente da E ( prevalente) e da SW.

Notevole interesse offre la parte superiore conglomeratica nella
quale sono rappresentate le rocce più varie, graniti, spesso a feldspato
rosa, porfidi, vulcaniti, gneiss, micascisti, filladi, cloritoscisti e mol¬
tissimi tipi sedimentari come rocce carbonatiche e arenarie.

La formazione che presenta uno spessore di circa 2000 m., viene
attribuita all’Eocene, dubitativamente (Oligocene?).

La successione litologico-stratigrafica, precedentemente descritta,
presenta notevoli differenze in tutto il Cilento, a causa di sensibili
variazioni laterali di facies e per effetto di fenomeni tettonici sin-
sedimentari.

L’ambiente di formazione di tutta la serie, alla luce delle ipotesi
più recenti, sarebbe quello di un bacino torbiditico situato in area
tirrenica (Selli 1962, Grandjaquet 1963, Scandone 1967, Cocco e
Pescatore 1968), la sua attuale giacitura sarebbe di natura tettonica
si da costituire una coltre sovrascorsa sui terreni delle piattaforma
carbonatica.

A fianco di queste ipotesi alloctoniste ve ne sono alcune che
sostengono invece l’autoctonia di questa serie, ( Manfredini 1963,
Cestari 1967, Richter 1968).

III. Metodi di studio

a) Problemi di campionatura. — Dato che i depositi costi¬
tuenti il flysch del Cilento rappresentano quasi generalmente l’effetto
di deposizioni per correnti di torbida, gli strati risultano spesso di
sequenze gradate. Da ciò nasce il problema della distribuzione dei
minerali pesanti all’interno di questi strati gradati, nel senso di una
possibile variazione del contenuto percentuale dei minerali pesanti
in rapporto alle variazioni granulometriche nell’ambito di uno stesso
strato.

Sin dal 1946 (Zonneveld in Bouma 1962), e successivamente
altri ricercatori (Van Andel 1950, 1955; Nota, 1958 in Bouma
1962) hanno indagato sui rapporti che possono intercorrere tra un
certo tipo di minerale e le dimensioni granulometriche. Tali studi

8

114 —

hanno già accertato, ad esempio, che mentre lo zircone tende ad
essere abbondante nella frazione arenitica più fine, la tormalina è
più frequente nella frazione grossolana.

A titolo di conferma della attendibilità dei dati ottenuti, a que¬
sto proposito, si è proceduto alla indagine preliminare.

È stato scelto casualmente un bancone arenaceo gradato della
formazione di S. Mauro dello spessore di 80 cm circa, i cui granuli
alla base non superavano le dimensioni di 2 mm di diametro. Sono
stati prelevati dal basso verso l’alto quattro campiani A, B, C, D

TABELLA 1.

Campioni

Frazione compresa tra 1/4

e 1/16 di mm in %

Frazione pesante in %

D

36,00

0,00016

C

37,9

0,00023

B

42,0

0,00016

A

22,3

0,00017

ad una distanza di 20 cm circa l’uno dall’altro. Di questi, una volta
disgregati con i metodi che verranno esposti più avanti, sono state
prelevate frazioni ottenute mediante quartazione dal totale, e sono
state determinate le percentuali in peso della porsione campresa tra
1/4 ed 1/16 di mm. Dopo separazione gravitativa con bromoformio
e determinazione delle percentuali in peso della frazione pesante e
di quella leggera, per ogni campione infine si è proceduto al conteggio
dei granuli pesanti, I risultati sono riportati nelle tabelle n. 1 e n. 2.

Nel campione A, oltre alle specie elencate, è risultata presente
una notevole quantità di baritina, che è da ritenersi quasi sicura¬
mente autigena e quindi non è stata tenuta presente nelle computazioni

Dai dati soprariportati emerge la analogia di contenuto percen¬
tuale in minerali pesanti dal basso alla sommità del bancone. Sem¬
brerebbe che non si debba tenere conto eccessivamente della posi¬
zione del campione nel banco o nello strato, purché il prelievo sia
effettuato nell’intervallo in cui i granuli presentano dimensioni areni-
tiche secondo Wentworth, in relazione all’uniformità dei dati da
elaborare.

115

I dati sono ovviamente indicativi ricerche in tal senso sono in
corso.

b) Disgregazione. — Circa 300 g di campione sono stati schiac¬
ciati con l’impiego di una pressa idraulica, sino ad ottenere frammenti
passanti attraverso un vaglio con maglie di 2 mm di apertura.
Questa operazione è stata effettuata con particolare cura arrivando
per gradi alle suddette dimensioni, onde evitare lo sfarinamento della
maggior parte del materiale, con pericolo di rottura dei granuli.

TABELLA 2.

MINERALI

‘c

©

§

S

«

€3

S

u

c

e

©

o

S

©

«

a

m

o

Z

T!

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G

H

N

è

O

P.

H

c

D

5,5

83,2

3,2

7,0

0,5

C

13,0

76,4

4,1

7,3

—

—

B

7,5

80,8

4,2

5,0

2,5

—

A

8,8

79,2

3,1

8,3

0,5

—

Cosi ridotto, il campione è stato trattato con HCl a freddo, per un
tempo non superiore a 24 ore e successivamente lavato per decan¬
tazione ed asciugato in forno.

Quasi tutti i campioni trattati hanno dato una scarsa efferve¬
scenza, in quanto, poveri di cemento calcareo.

Dopo l’essiccamento, si è proceduto ad un ulteriore schiaccia¬
mento in un mortaio, con delicatezza e quindi, per ottenere una
migliore separazione della frazione argillosa che teneva uniti ancora
alcuni granuli, è stata effettuata una bollitura, per cinque minuti,
in HCl al 20%. Nuovamente lavato ed essiccato, il campione è stato
setacciato in modo da prelevare soltanto la frazione granulometrica
tra 1/4 ed 1/16 di mm dato che in questa si trova dispersa la
maggior parte della frazione pesante ; infine si è proceduto alla puli¬
tura dei granuli mediante bollitura per 20 minuti in una soluzione
di acido ossalico normalventesima in misura di 20 cc per grammo
di campione, in presenza di ampie superfici di alluminio metallico
(Logvinenko in Strakhov 1957).

— 116 —

c) Separazione della frazione pesante. - — Non meno di 40 g
di campione così trattati, ottenuti mediante quartazione dal totale,
sono stati versati in imbuto separatore con bromoformio ; tale opera¬
zione è stata protratta per non meno di 45 minuti, agitando perio¬
dicamente la sospensione formatasi. La frazione pesante così ottenuta
spesso è stata ulteriormente trattata con liquido di Thoulet, per
separare dalla frazione da osservare la maggior parte delle miche
e delle cloriti (Gazzi 1961). Infine una parte della frazione pesante,
ottenuta per quartazione dal totale, è stata montata in balsamo del
Canadà su vetrino portaoggetti.

d) Riconoscimento dei granuli e conteggio. — I granuli pesanti
sono stati studiati al microscopio da mineralogia, onde determinarne
le loro proprietà ottiche ed effettuare così il riconoscimento delle
specie mineralogiche. Per maggiore sicurezza in alcuni casi si è
proceduto, sui granuli della parte non montata in balsamo ad un
esame più approfondito determinando Findice di rifrazione con me¬
todo ad immersione, in ioduro di metilene (Gazzi 1961).

Tale metodo infatti si dimostra oltremodo utile per il più sicuro
riconoscimento delle specie presenti, avendo la possibilità di isolare
i granuli di dubbia determinazione per effettuare esami più profondi.
Tuttavia si è ritenuto più pratico il vecchio metodo di montaggio
in balsamo, limitando Fapplicazione della tecnica su granuli sciolti
solo ad alcuni campioni ed a scopo di controllo.

Per determinare le percentuali si è proceduto al conteggio di
più di 250 granuli. Questo numero infatti si è rivelato perfettamente
idoneo per ottenere risultati pienamente attendibili. In qualche caso,
a titolo di prova, sono stati contati sino a 500 granuli ; ma i risultati
finali non fornivano sensibili differenze nelle percentuali delle specie
mineralogiche.

IV. Descrizione delle specie mineralogiche

1) Tormalina. — Tranne che in qualche campione, la tor¬
malina si presenta sempre con una certa abbondanza ; in molti pre¬
parati è stato possibile osservare individui perfettamente integri
(Tav. II-5), in altri, invece, si notano segni di alterazione parallela-
mente all’allungamento del cristallo (Tav. II-6). Non mancano, però,
granuli costituiti da frammenti oppure completamente arrotondati o
con spigoli notevolmente usurati si da fare pensare ad un lungo

117 —

trasporto o addirittura ad un rimaneggiamento (Tav. II-l, 7, 8, 9).
In tutti i granuli si osserva il caratteristico pleocroismo, con massimo
assorbimento normalmente alla lunghezza. I colori variano dal bruno
chiaro al bruno scuro ; molto rare sono la varietà azzurra indicolite
e la varietà verde.

2) Zircone. — È la specie presente in percentuale maggiore.
Si presenta in granuli, spesso euedrali, formati da prismi di primo
e secondo ordine sormontati da bipiramidi del primo, secondo e,
meno frequentemente, terzo ordine, spesso con sviluppo disuguale
agli estremi. Tali individui si presentano il più delle volte limpi-

Fig. 2. — Tre varietà di zircone rinvenute nei campioni studiati.

dissimi, incolori o rosati e ricchi di inclusioni (fig. 4) altre volte
fittamente zonati e di colore bruniccio (fig. 2). Questi ultimi tendono
ad aumentare nella parte alta della serie.

Le forme di questi granuli sono assai varie. Alcuni si presentano
tozzi con prismi e bipiramidi poco sviluppati in lunghezza ; altri con
prismi allungati e bipiramidi molto corte (Tav. IV-3) oppure prismi¬
corti e bipiramidi molto sviluppate (Tav. IIL3).

A fianco di queste specie perfette, sono stati osservati, granuli
completamente arrotondati o ellissoidali, con superficie smerigliata
in modo tale da far pensare ad un lungo trasporto o a rimaneggia¬
mento da precedenti sedimenti (Tav. III-4, 5, 6; Tav, IV-2 ; fig. 3);
il più delle volte questi granuli presentano un colore rosa.

Infine sono presenti, in numero piuttosto limitato, granuli irre¬
golari costituiti al centro da un individuo arrotondato o anche meno
frequentemente a spigoli vivi, circondato da zone di accrescimento
periferico tendenti a formare individui euedrali (Tav. III-l ; Tav.
IV-1) ; inoltre vi sono granuli con forme euedrali, ma con escrescenze

— 118

sulle facce, o con aspetto tondeggiante ma privi di tracce di usura
notevoli (fig. 2).

Secondo un recente lavoro di Saxena (1967) individui di questo
tipo sarebbero autigeni in formazioni metamorfiche e sedimentarie.
In questo caso, però, sembra poco probabile che tali zirconi siano
autigeni nei materiali del flysch e ciò sia per il fatto che per quanto

Fig. 3. — Associazione di zircone e granalo, è possibile osservare l’abbondanza dei
minerali opachi.

debolissime, vi sono tracce di trasporto, sia perchè tale, secondo
Saxena, rappresenta un processo molto lungo che prevede, tra l’al¬
tro, anche forme intermedie metastabili. Vi è da ricordare infatti
che i materiali studiati da questo autore appartengono all’Eocam-
briano mentre quelli esaminati in questo lavoro sono cretaceo-eocenici.
Tali fenomeni potrebbero però essersi verificati nelle rocce madri
di questi sedimenti, tra le quali vi erano sicuramente delle rocce
metamorfiche.

3) Rutilo. — Si presenta spesso in granuli allungati e striati
nel senso della lunghezza con spigoli a volte fortemente arrotondati,
oppure in granuletti tondeggianti (fig. 4). Si sono osservati geminati

™ 119 —

a ginocchio (fig. 4), ma è più frequente la geminazione polisintetica
in lamelle simmetricamente inclinate sull’asse verticale (Tav. V-1).
In tutti i granuli si osserva un leggero pleocroismo ; i colori più fre¬
quenti sono il rosso cupo e il giallo scuro ; l’indice di rifrazione è
sempre molto alto.

4) Granato, — È abbondante soltanto in pochi campioni, si
presenta in granuli per lo più scheggiosi e spesso ricchi di inclusioni,
qualche volta leggermente alterati e nella maggior parte dei casi
incolori o color rosa tenuissimo. Sono presenti anche individui color
rosso mattone, i quali tendono ad aumentare percentualmente nella
parte mediana della serie.

Fig. 4. — Zircone con inclusioni e due varietà di rutilo.

5) Epidoto, — Quasi tutti i campioni presentano concentra¬
zioni non troppo elevate di epidoto. Si presenta in granuli, come
pistacite di color verde pistacchio, o come clinozoisite, incolori o
giallini, più o meno scheggiosi, allungati o arrotondati con superfici
smerigliate (Tav. V-6, 7). Le dimensioni sono sempre notevoli ed
il pleocroismo dei granuli verdi è poco marcato ; notevole è la disper¬
sione degli assi ottici. La clinozoisite tende a prevalere nella parte
alta della serie.

6) Brookite, — È presente soltanto saltuariamente ed in per¬
centuali molto variabili, ma sempre modeste. Ha l’aspetto di lamelle
di colore giallo, con indice di rifrazione molto alto ; sulla superfice
si notano deboli tracce di striatura. La sicura determinazione è resa
possibile dal colore, dall’elevato indice di rifrazione e per la carat¬
teristica figura d’interferenza.

È molto probabile che questo minerale sia autigeno nei sedi¬
menti studiati, però non potendo escludere, almeno per qualche

^ 120 —

granulo, l’origine detritica. È derivato da altri minerali del titanio,
tra cui l’ilmenite abbondantemente presente tra i minerali opachi (1).

7) Anatasio, — Come la brookite, ricorre saltuariamente e in
modeste quantità ; si presenta in granuli di colore giallo o azzurro,
spesso euedrali, non pleocroici, con elevato indice di rifrazione.
Colore, abito esterno, e birifrangenza negativa rendono sicura la
sua determinazione. Anche questo minerale può essere autigeno.

8) Titanite. — È presente soltanto in pochi campioni ed in
quantità modestissime, si presenta in granuli tabulari di colore giallo,
con elevato indice di rifrazione e senza pleocroismo.

9) Cloritoide. — È stato individuato solo in tre campioni,
in forma di lamelle sovrapposte, dal contorno irregolare e con carat¬
teristico pleocroismo indaco-verde giallastro e bassa birifrangenza.

10) Zoisite. — In pochi campioni e sempre in quantità pic¬
cole. Si tratta di granuli incolori, torbidicci, ad elevato indice di
rifrazione con estinzione retta e piccolo angolo tra gli assi ottici e
danno il più delle volte una figura uniassica.

11) Baritina. — In alcuni campioni è stata ritrovata in ele¬
vate concentrazioni, ma considerazioni basate sulla mancanza di usura,
sulle dimensioni considerevolmente maggiori di quelle pertinenti alla
frazione pesante, la maggiore concentrazione nelle frazioni più gros¬
solane, nelle quali le soluzioni intergranulari possono circolare con
maggiore facilità, inducono a ritenere questo minerale compieta-
mente autigeno. I granuli di baritina non sono stati, quindi, presi
in considerazione nel conteggio.

Il riconoscimento è stato effettuato per via ottica, l’indice di
rifrazione, determinato col metodo ad immersione è risultato pros¬
simo ad 1,64.

12) Minerali opachi. — Sono sempre cosi abbondanti da supe¬
rare di gran lunga la frazione trasparente per cui non sono stati

(1) L’abitus della brookite autigena è molto diverso da quello della brookite
detritica. Quest’ultima infatti si presenta in granuli a spigoli vivi e con striature
nette mentre i granuli autigeni hanno contorni poco netti e striature appena visibili
o spesso mancanti.

121 —

presi in considerazione nelle percentuali. Attraverso alcune deter¬
minazioni è stato possibile stabilire che le specie più comuni sono
la pirite^ frequentemente scheletrica e Filmenite spesso trasformata
in leucoxeno.

V. Distribuzione dei minerali pesanti nelle varie formazioni

a) Formazione di S. Venere, — Sono stati raccolti soltanto
i campioni che vanno dal n. 1 al n. 7 in successione dal basso verso
l’alto, ma data la complessa tettonica di questa serie non è da
escludere che tale successione non risponda alla effettiva posizione.
Dei sette campioni esaminati, soltanto quattro si sono rivelati adatti

TABELLA 3.

Formazione di S. Venere

MINERALI

Campioni

cg

cs

s

c

©

o

o

K!

fi

«

1

j 1

©

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1 1

35,2

50,8

13,6

0,4

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2

—

—

—

—

—

—

—

—

—

3

—

—

—

—

—

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—

—

—

4

—

—

—

—

—

abb.

—

—

—

5

27,0

59,0

3,7

8,5

0,4

0,8

0,6

—

—

6

11,2

70,7

4,6

8,4

3,2

0,5

0,5

0,5

0,5

7

9,1

62,8

1,6

19,8

5,0

1,6

—

—

—

per lo studio delle percentuali (1, 5, 6 e 7). Nel campione n. 6 sono
presenti solo pochi granuli di zircone e tormalina ed una grandis¬
sima quantità di brookite. Fra i minerali opachi vi è molta pirite
scheletrica, che è abbondante e con lo stesso abitus anche nel cam¬
pione n, 10 nel quale, però si osservano anche cristallini cubici con
le caratteristiche striature. Campioni n. 4 e n. 7 provengono da strati
di calcari arenacei grigio plumbei, leggermente bituminosi.

— 122

Dal grafico nel quale sono rappresentati i risultati ottenuti, ri¬
sulta evidente che il minerale predominante è lo zircone, seguito
dalla tormalina. Il granato quasi assente dal campione n. 3, ha un
certo rilievo negli altri campioni. Il rutilo sembra comportarsi in
modo vicariante rispetto al granato.

Tra gli altri minerali riconosciuti, soltanto l’epidoto sembra avere
una certa importanza mentre la brookite, così abbondante nel cam¬
pione n. 4 e la scarsezza dei minerali pesanti farebbero pensare a
notevoli processi di autigenesi e di dissoluzioni intrastratali.

Tenuto presente il piccolo numero di campioni su cui sono state
effettuate le percentuali, non è possibile, per il momento, formulare
altre considerazioni circa la distribuzione dei minerali pesanti in
questa formazione.

b) Formazione di Pollica. — Da questa unità provengono i

campioni dal n. 8 al n. 25. Dal grafico si nota abbastanza chiara¬

mente che le percentuali della tormalina sembrano ripetersi quasi
ciclicamente, con variazioni tra un massimo del 20% circa ad un
minimo intorno al 9%,

Relativamente costante è, invece la percentuale dello zircone
che oscilla intorno al 60% del totale. È da rilevare tuttavia che tra

i campioni n. 12 e n. 16 si osserva una flessione abbastanza marcata

dello zircone a vantaggio del rutilo e del granato, il primo dei quali
presenta, grosso modo, la costanza dello zircone, mantenendosi in¬
torno al 6%, con brusco aumento percentuale per i campioni com¬
presi tra il n. 12 e il n. 16, in corrispondenza della flessione dello
zircone.

Il granato è presente con percentuali irregolari ma con massimo
tra i campioni n. 12 e n. 16. Gli altri minerali complessivamente
non hanno variazioni di rilievo ; tuttavia nel tratto di serie che com¬
prende i campioni n. 12 e n. 16 essi mancano quasi del tutto: ciò
offre un notevole interesse dal punto di vista dei processi autigeni.

In conclusione, pare che sia possibile suddividere la formazione
di Pollica in tre livelli caratterizzati dal basso verso l’alto dalle se¬
guenti associazioirii a) livello a tormalina, zircone e rutilo ; b) livello
a tormalina, zircone, rutilo e granato ; c) livello a tormalina, zircone
e rutilo.

c) Formazione di S. Mauro. — In questa unità non si osser¬
vano variazioni delle specie minerali presenti ; tuttavia il passaggio

— 123 —

dalla formazione di Pollica è marcato da un brusco aumento del
granato a scapito dello zircone. Campioni in cui si osservano associa¬
zioni che mostrano la prevalenza del granato sono quelli che vanno
dal n. 27 al n. 34, raccolti lungo la strada che da Galdo va a Celso.

TABELLA 4,

Formazione di Pollica

MINERALI

Campioni

Tormalina

i

Zircone

Rutilo

Granato

Epidoto

2

1

U

Anatasio

«

*S

ea

S

Zoisit©

8

20,4

65,6

2,3

9,9

0,6

0,6

0,3

0,3

9

12,6

75,1

4,2

1,1

1,5

1,1

—

4,2

—

10

10,1

76,6

3,0

8,0

2,1

—

—

—

0,3

11

13,2

63,1

19,0

3,0

1,1

0,3

0.3

—

—

12

11,1

36,5

14,0

37,5

1,0

—

—

—

—

13

19,6

49,5

16,4

14,0

0,5

—

—

—

14

9,4

59,4

13,8

16,5

—

0,9

—

—

—

15

11,2

37,5

12,5

38,2

0,2

0,4

—

—

—

:

13,3

36.8

16,7

32,3

0,4

0,4

—

—

—

i 17

6,3

75,7

1,9

10,4

2,1

0,4

—

—

0,2

18

21,2

70,8

4,9

1,3

0,4

0,4

0,9

—

—

19

18,6

63,1

6,4

7,9

1,4

3,6

—

—

—

20

11,0

74,8

5,3

7,5

0,6

0,3

—

—

0,3

21

12,7

59,6

14,7

10,1

0,3

1,4

0,5

—

0,5

22

7,4

76,6

10,0

1,0

3,7

2,1

—

—

0,2

23

11,9

76,5

3,1

3,3

0,7

4,5

—

—

—

24

7,5

83,1

7,0

0,9

0,5

0,9

—

—

—

25

5,8

55,8

5,8

32,3

0,3

—

—

—

—

Dal campione n. 38 fino alla sommità, con esclusione del n, 42 e
del n. 46), torna a prevalere lo zircone.

Nel campione n. 40 la tormalina presenta un valore piuttosto
alto. Questo campione è stato prelevato alla base del primo bancone
di marne, all’uscita dall’abitato di S. Mauro.

Diminuzioni delle percentuali della tormalina presente si osser-

TABELLA 5.

Formazione di S. Mauro

MINERALI

Campioni

Tormalina

£

©

u

N

Rutilo

©

a

S

es

ò

j Epidoto

! Brookite

_©

ts

re

S

<1

1

’o

’sh

©

co

■©

N

26

18,4

62,0

10,6

6,1

1,1

1,7

27

14,7

30,2

13,9

39,3

1,6

—

0,4

—

—

—

28

6,2

24,5

7,0

58,6

2,1

1,2

0,4

—

—

—

29

4,8

20,9

10,2

61,4

1,1

0,7

—

0,7

—

—

30

13,7

25,3

2,5

57,8

—

0,4

0,4

—

—

—

31

6,9

28,6

5,4

59,4

0,3

0,2

—

—

—

—

32

4,1

13,7

3,5

78,3

—

—

0,3

—

—

—

33

7,5

39,6

13,0

37,6

0,4

0,7

—

—

1,0

0,2

34

11,1

27,3

4,5

54,5

1,5

0,5

0,5

—

—

—

35

11,2

81,4

1,0

3,2

—

—

0,2

—

—

—

36

8,5

84,8

3,6

2,2

0,9

—

—

—

—

—

37

12,4

64,3

5,4

14,6

0,5

2,7

—

—

—

—

38

13,2

76,6

4,1

5,5

0,3

0,3

—

—

—

—

39

4,1

77,4

10,9

3,6

0,4

3,6

—

—

—

—

40

22,5

45,9

10,8

4,0

3,0

1,3

—

—

—

—

41

1,3

65,9

8,5

20,6

1,3

2,2

—

—

—

—

42

5,5

32,0

2,3

60,2

—

—

—

—

—

—

43

7,9

45,4

8,9

36,4

0,7

—

—

—

—

0,7

44

5,1

82,5

7,2

1,5

2,1

0,3

0,6

—

—

0,6

45

11,7

63,0

6,2

18,1

1,0

—

—

—

—

—

46

9,9

23,0

5,6

59,2

0,3

0,7

1,3

—

—

—

47

10,9

70,5

3,6

12,8

0,3

—

1,0

—

—

1,0

48

3,0

70,8

3,9

19,7

1,3

0,3

0,7

—

—

0,3

49

2,6

67,5

3,2

25,0

0,3

—

—

0,3

0,3

0,6

50

4,5

73,9

3,9

15,8

1,0

—

1,0

—

—

—

51

1,3

85,8

2,7

8,6

0,3

—

0,3

—

1,0

vano nei campioni successivi al secondo livello di marne a partire
da quello n. 48. Nel campione 49 è presente il cloritoide.

Concludendo si può dire che nella formazione di S. Mauro si

125 ^

possono distinguere due livelli a minerali pesanti ; il primo alia base
della successione, con granato, zircone, tormalina e rutilo (con netta
prevalenza del granato sulle altre specie) ed il secondo costituito da
zircone, granato, tormalina e rutilo ma con prevalenza dello zircone.

VI. Osservazioni sulle variazioni delle percentuali

Lungo la serie studiata, non sono state notate variazioni delle
specie mineralogiche pesanti. Si sono osservate invece variazioni anche
brusche nelle percentuali, con particolare riguardo allo zircone ed
al granato. Poiché queste non possono essere ritenute accidentali,
sarà necessario cercare una plausibile spiegazione a tali dati speri¬
mentali.

Nella ricerca delle cause che hanno portato al prevalere del
granato rispetto alio zircone, in alcuni livelli è possibile formulare
tre ipotesi :

1) che le concentrazioni dello zircone e del granato siano di¬
verse nei vari orizzonti di un medesimo strato, ovvero che le per¬
centuali dell’uno o dell’altro minerale risentano della variazione gra¬
nulometrica in senso verticale ;

2) che vi siano state nell’ambito del flysch del Cilento, in
sede di diagenesi dissoluzioni intrastratali differenziate, ovvero più
attive in alcuni livelli e più deboli in altri ;

3) che sin dal momento della deposizione doveva esistere in
questi livelli una maggiore concentrazione di granato rispetto agli
altri.

La prima di queste ipotesi può essere senz’altro esclusa, sia per¬
chè, come si è visto in precedenza, non esistono variazioni così sen¬
sibili delle percentuali in relazione alla gradazione degli strati nello
intervallo arenitico, come pure perchè le modalità di prelievo dei
campioni sono state sempre le stesse, per cui una variazione in rela¬
zione alla granulometria avrebbe portato, a maggior ragione, ad avere
gli stessi valori percentuali in tutti i campioni.

La seconda ipotesi sembra più attendibile, in quanto sono effet¬
tivamente possibili zone a maggiore attività delle soluzioni intrastra¬
tali che disciolgono le specie pesanti più labili. Tuttavia queste zone,
a prescindere dalle variazioni di pressione, corrispondono in genere
a quelle a granulometria più grossolana, nelle quali noe sono mai
state effettuate campionature. I campioni raccolti erano quasi tutti

— 126 -

della stessa frazione granulometrica, per cui sembrano da escludere
tali possibilità.

La terza ipotesi, infine, sembra la più accettabile, in quanto :

1) non è rispettato l’ordine di persistenza delle specie pesanti ;

2) vi sono due distinti tipi di granato uno incolore ed uno
rosso mattone, quest’ultimo risulta particolarmente abbondante pro¬
prio nei livelli a predominio di granato. Sembra pertanto che, seb¬
bene le dissoluzioni intrastratali siano estremamente attive, la pro¬
venienza giochi un ruolo predominante nella zonatura mineralogica
del flysch del Cilento. Ciò può essere ulteriormente avvalorato dalle
due differenti direzioni di scorrimento delle correnti rinvenute da
Pescatore (1967).

VII. Considerazioni paleogeografiche

L’esame delle associazioni mineralogiche presenti nel flysch del
Cilento e la natura litolgica dei ciottoli dei conglomerati che si
intercalano nelle sue formazioni rendono possibile ricavare alcune
notevoli informazioni circa la natura della terra o delle terre che
fornivano i materiali al bacino di sedimentazione di queste for¬
mazioni flyscioidi.

Nei conglomerati sono stati rinvenuti ciottoli di rocce ignee
(graniti, porfidi e vulcaniti), di rocce metamorfiche (gneiss, micascisti,
cloritoscisti, filladi) ed infine di rocce sedimentarie (rocce carbonatiche,

arenarie e diaspri).

La presenza di zircone, rutilo e tormalina indica una sicura pro¬
venienza da rocce ignee (rocce granitiche o granodioritiche), mentre
granato, rutilo e zircone (autigeno) sono propri di scisti cristallini
(gneiss e micascisti); l’epidoto, sempre di dimensioni notevoli, sem¬
brerebbe invece provenire da rocce ultrabasiche, ad esempio ofiolitiche
la cui presenza è stata accertata nel flysch del Cilento ( Cocco comuni¬
cazione verbale).

I porfidi e le vulcaniti ci permettono di individuare anche feno¬
meni di effusioni vulcaniche, in corrispondenza delle terre emerse che
fornivano i materiali per la formazione delle assise sedimentarie del
flysch del Cilento.

La presenza di ciottoli di rocce sedimentarie e di granuli di
zircone e tormalina arrotondati e smerigliati ci indica che queste
unità paleogeografiche dovevano avere raggiunto in parte anche un

— 127

notevole stadio di maturità morfologica in quanto, avevano già ali¬
mentato almeno un ciclo sedimentario anteriormente alla deposizione
del flysch del Cilento. I terreni sedimentari, trasgressivi sulle terre
cristalline e metamorfiche, probabilmente bordavano le aree emerse
in modo del tutto analogo alle attuali formazioni sedimentarie presenti
nella Calabria e nella Sardegna.

Vili. Conclusioni

Lo studio dei minerali pesanti e delle loro associazioni nel flysch
del Cilento del M. della Stella, ha permesso di accertare la costante
presenza di quattro specie mineralogiche ; zircone, granato, tormalina
e rutilo e di altre di minore importanza. La tormalina ed il rutilo
non presentano variazioni di grande rilievo, soltanto la prima specie
diminuisce fortemente nei campioni della sommità della successione
stratigrafica, mentre zircone e granato, presentano, in livelli ben mar¬
cati, brusche variazioni delle percentuali che portano a prevalere
una specie a scapito dell’altra.

Attraverso queste variazioni è stato possibile quindi, individuare,
nella successione stratigrafica del M, della Stella cinque livelli a mi¬
nerali pesanti così distribuiti. (Le specie sono elencate in ordine di
abbondanza) j

1e) zircone, granato, rutilo,
tormalina.

d) granato, zircone, torma-

' lina, rutilo.

„ , T TI iT 1 zircone, tormalina, rutilo,

rormazione di rollica (Cretaceo super.- f , .

. ; b) zircone, granato, torma-

Paleocene) l i- -i

] lina, rutilo.

formazione di Pollica (Cretaceo super.) ) . .

. . 1. o T7 zircone, tormalina, rutilo,

tormazione di o. Venere (Cretaceo ini.) \

Tra le altre specie vanno ricordate l’epidoto che in concentra¬
zioni molto modeste è presente in quasi tutti i campioni, la brookite
e l’anatasio probabilmente autigeni a spese deU’ilmenite,

L’analogia della composizione mineralogica in una successione
dello spessore di oltre 2500 m, non deve essere guardata come un

— 128 —

fatto strano, se si pensa clic tale potente pila di sedimenti si è
accumulata in un intervallo abbastanza breve che va dal Cretaceo
inferiore alFEocene basale e nella quale le modalità della diagenesi
sono state pressoché le stesse (1): inoltre sia pur irregolarmente si
osserva un aumento del granato dal basso verso la sommità della
successione stratigrafica.

Le associazioni mineralogiche pesanti della serie del M. della
Stella sono abbastanza simli a quelle rinvenute da Gazzi nella « Pie¬
traforte » delFAppennino Tosco-Emiliano, la quale è coeva della
formazione di Pollica.

La presenza di specie mineralogiche ultrastabiii, come quelle rin¬
venute e la mancanza quasi totale delle altre più labili, si può giu¬
stificare in buona parte come Feffetto di notevoli azioni di dissolu¬
zione intrastratale come ammesso da Pettijohn. Le variazioni delie
percentuali, a volte così brusche, sembrano invece essere causate da
variazioni di provenienza, per cui quest’ultima sembrerebbe prevalere
come causa delle zonatura minerale di dettaglio del flysch del Cilento
a M. della Stella. Ciò può essere avvalorato dalle due differenti
direzioni di scorrimento delle correnti (Pescatore 1967).

Le specie mineralogiche pesanti e la natura dei ciottoli dei li¬
velli conglomeratici, permettono di stabilire Fesistenza, probabilmente
in area tirrenica, di terre cristalline e metamorfiche sulle quali si
dovevano trovare, probabilmente trasgressivi, terreni sedimentari e
dove non mancavano fenomeni di vulcanismo.

Napoli, Istituto di Geologia delVUniversità, maggio 1968,

BIBLIOGRAFIA

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Se, fis. e mai., s. 2% 8, e. 7, pp. 1-128.

(1) Nella formazione di S. Venere, tuttavia, le azioni di dissoluzione e di
autigenesi sembrano essere molto più forti rispetto quelle delle unità stratigrafiche
soprastanti.

^ 129

Cazzi P., 1961. Ricerche sulla distribuzione dei minerali pesanti nei sedimenti are¬
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9

TAVOLA 1.

Grafico delle distribuzioni percentuali dei minerali pesanti dei campioni provenienti

dal M. della Stella.

ALTRI

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Boll Soc. Natiiraiisli in Napoli. T)(i8

FORMAZIONE DI S. MAURO

25

24

23

22

21

20

19

18

17

16

15

1 4

13

I 2

IO

9

7

6

5

I

CiPiMTELi.i G. - /.e associazif

i (lei minerali pesanti, ecc.

Tav. I.

FORMAZIONE DI POLLICA

FORMAZIONE DI S.VENERE

TAVOLA II.

1. Tormalina con spigoli arrotondati

2. Tormalina

3. Tormalina euedrale

4. Tormalina alterata

5. Tormalina euedrale striata longitudinalmente

6. Tormalina alterata

7. Tormalina arrotondata

8. Tormalina arrotondata e smerigliata

9. Tormalina arrotondata e smerigliata

TAVOLA III.

1. Zircone con incluso a spigoli vivi

2. Zircone leggermente arrotondato

3. Zircone con bipiramidi fortemente sviluppate

4. Zircone arrotondato e smerigliato

5. Zircone con inclusi arrotondato

6. Zircone arrotondato e smerigliato

7. Zircone euedrale con piccola escrescenza

8. Zircone con bordi usurati

9. Zircone euedrale con inclusi

Boll. Soc. Naturalisti in Napoli, 1968 Cippitelli G. - Le associazioni dei minerali

pesanti, ecc. Tav. III.

TAVOLA IV.

1. Zircone tondeggiante con incluso arrotondato

2. Zircone arrotondato e smerigliato

3. Zircone euedrale con bipiramidi (orte

4. Granato

5. Granato

6. Granato

7. Granato

8. Granato

9. Granato

7

8

9

TAVOLA V.

1. Rutilo con striature oblique di geminazione

2. Rutilo molto allungato

3. Rutilo

4. Anatasio

5. Anatasio

6. Epidoto prismatico

7. Epidoto arrotondato

Boll. Soc. Naturalisti in Napoli, 1968 Cippitelli G. - Le associazioni dei minerali

pesanti, ecc. Tav. V.

Boll. Soc. Natiir. in Napoli

Anno 77, 1968, pp. 131-158, 4 figg. 1 tah., 4 tavv.

Su alcuni affioramenti terziari
dei dintorni di Monteroduni (Matese) D

Nota dei Soci ITALO SGROSSO e MARIO TORRE ((*) **)

(Tornata del 28 giugno 1968)

Riassunto. — Lo studio di alcune successioni terziarie affioranti nei dintorni
di Monteroduni ha permesso di riconoscere in esse la presenza delFEocene, di un
probabile Oligocene e del Miocene. Inoltre dall’analisi delle caratteristiche biostrati-
grafiche e litologiche di questi terreni si è potuto dedurre che essi si sono deposti
in una zona instabile sul bordo di un bacino. Vengono descritte ed illustrate alcune
delle più interessanti specie di foraminiferi riscontrati.

Résumé. — Dans les environs de Monteroduni, au bord nord-oriental du
massi! du Matese, affleurent des terrains d’àge eocène, probablement oligocène et
miocène. L’analyse de la lithologie et de la biostratigraphie de ces sédiments nous
fait pensar qu’ils se sont déposé dans une zone caractérisée par une remarquable
instabilité tectonique, au bord d’un bassin.

La note est complétée par la description de quelques-unes entre les plus inté-
ressantes espèces de Foraminifères rencontrés.

Premessa

Studi sul Terziario del Alatese sono stati effettuati da diversi
Autori, con risultati non sempre concordanti. Specialmente la parte
bassa dei terreni ivi affioranti si è rivelata di difficile interpretazione
per la grande abbondanza di fossili rimaneggiati e per la difficoltà e
l’incertezza che presenta lo studio fatto sulle rocce calciruditiche pre¬
valenti sugli altri litotipi a quest’altezza stratigrafica.

(*) Lavoro eseguito con il contributo del Comitato per le Scienze geologiche
e minerarie del C.N.R.

(**) La parte geologica è stata curata da 1. Sgrosso e quella paleontologica da
M. Torre; le conclusioni sono state tratte in collaborazione.

— 132 —

Tra gli Autori che si sono interessati di questi problemi il Selli
(1957, 1962) nega la presenza del Paleogene e data come Langhiano
superiore la porzione più bassa del Terziario (« Formazione della Mon¬
tagnola ») (1). Signorini (1962) e Signorini e Devoto (1962) rico¬
noscono e descrivono nella zona di Macchiagodena-Frosolone una suc¬
cessione continua dal Cretacico superiore al Miocene. Pescatore (1964,
1965) ammette la possibilità che nel Matese settentrionale, al disotto
di terreni sicuramente miocenici, siano presenti livelli di età paleoge¬
nica. Accordi, Devoto e altri (1967), infine, riconoscono nei pressi di
Pongano una successione comprendente anche FEocene e FOligocene-
Aquitaniano.

Fig. 1. — Ubicazione delle serie campionate. La scala dello schizzo è circa 1:100.000.

(1) Tale datazione è dovuta al ritrovamento di una forma evoluta di Miogypsina
irregularis nella parte alta di questa formazione.

133 —

In questo lavoro abbiamo ricostruito e descritto alcune successioni
terziarie affioranti nella zona di Monteroduni (fig. 1); la datazione di
questi terreni è stata quasi sempre possibile soprattutto per la presenza
di livelli argillo-marnosi contenenti abbondanti microfaune. Anche se
lo studio è stato effettuato su di un’area non eccessivamente vasta (2),
riteniamo utile render noti i risultati conseguiti per mettere in luce la
grande variabilità di situazioni riscontrate e per illustrare le interessanti
microfaune rinvenute.

Descrizione litologica e inquadramento stratigrafico delle

SEZIONI CAMPIONATE.

I terreni più antichi affioranti nell’area in cui abbiamo compiuto
le nostre osservazioni, come del resto in gran parte del Matese nord-
occidentale, costituiscono la formazione dei « calcari pseudosaccaroidi
bianchi » o « Formazione di M. Calvello » in Pescatore (1964, 1965).

I tipi litologici prevalenti in questa formazione sono calciruditi e
calcareniti. Le calciruditi sono costituite da elementi calcarei a spigoli
arrotondati o appena smussati, con poca matrice e cemento spatico.
I clasti sono di età giurassica e cretacica, e abbondano i frammenti di
Rudiste.

Le calcareniti sono generalmente biancastre, a cemento spatico, in
strati sottili e regolari di 5-30 cm di spessore. A volte mostrano una
gradazione bene evidente.

La matrice calcareo-marnosa verdastra è generalmente scarsa nei
termini litologici suddetti ; in qualche caso però, diventa abbondante
o addirittura prevalente. Questo materiale verdastro si può ritrovare
anche in tasche e piccoli filoni sedimentari soprattutto nelle calciruditi
presenti nella parte alta della successione.

I termini descritti ammettono frequenti e talora brusche variazioni
litologiche verticali e laterali. Lo spessore affiorante dei « calcari pseu¬
dosaccaroidi bianchi » nella zona da noi presa in esame supera proba¬
bilmente i 200 metri; la parte più alta è costituita da tipiche calcare¬
niti a grana fine ed uniforme, intensamente ricristallizzate, in strati di

(2) La zona presa in esame comprende all’incirca la metà orientale della tav. 161 -
IV - SE, Monteroduni. Questa porzione di tavoletta è stata rilevata da Sgrosso nel 1964
per conto del Servizio Geologico d’Italia sotto la direzione scientifica del Prof. Fran¬
cesco Scarsella.

— 134 —

circa un metro di potenza. Questi strati appaiono spesse volte suddi¬
visi in sottili lastre di pochi mm di spessore separate da veli argillosi
verdastri (fig. 2).

Fig. 2. — Caratteristico aspetto della parte alta dei a calcari pseudosaccaroidi bianchi ».
Strada Monteroduni-Gallo, 400 m circa prima di Masseria Porcini.

Descriviamo qui di seguito le successioni litologiche delle serie
campionato.

Località 1 — Costa Calla

Questa località è situata circa cinquecento metri a S del Km 38
della S.S. 85-Venafrana. Una campionatura in serie è stata effettuata
sul versante sud-occidentale del rilievo a nome Costa Calla, dove gli
strati immergono a N con inclinazione di circa 20°. La campionatura
inizia dalla mulattiera che corre lungo la base del rilievo e si interrompe
in alto a q. 450, dove per la presenza di una faglia non si può ulterior¬
mente seguire la successione.

Al disopra dei « calcari pseudosaccaroidi bianchi » si susseguono :

a) calcareniti avana e marroncine in strati regolari di circa
40-60 cm di spessore con nummuliti, discocicline e rare alveoline.
I fossili sono irregolarmente sparsi nella massa calcarenitica, con l’asse

— 135 —

maggiore parallelo alla stratificazione ; la granulometria della roccia si
mantiene uniforme in ogni singolo strato. Nella parte alta di questo
intervallo di serie tali calcareniti diventano a grana via via più sottile,
sino a diventare vere e proprie calcilutiti e insieme alle nummuliti,
che diventano più piccole e meno frequenti, si rinvengono sempre più
numerose le forme planctoniche. 25 m circa.

Nella microfauna sono frequenti nummuliti, ortofragmine (tra cui Discocyclina
sella (D’Archiac), rotalidi, gypsinidi, rare alveoline, globigerine, Globigerapsis sp.,
Turhorotalia cfr. bullbrooki Bolli,

Età : Eocene medio.

b) alternanza di calcilutiti grigio chiaro e marne calcaree verdi
e biancastre, con intercalazioni di brecciole calcaree a luoghi silicizzate.
10 m circa.

Abbondano le forme delFEocene (e Oligocene?) chiaramente rimaneggiate, a
cui si accompagnano (nei livelli marnosi) lepidocicline (Eulepidine e Nefrolepidine)
amfistegine, rotalidi, Catapsydrax dissimilis (CuSH. e Berm.), Globigerina rohri
Bolli, globorotalie del gruppo Turborotalia opima (Bolli). I foraminiferi planctonici
permettono di inquadrare questo intervallo nella cenozona a Globigerinita dissimilis di
Crescenti 1966.

Età : Oligocene - Aquitaniano p.p.

c) brecciole poligeniche avana a matrice calcarenitica con am¬
fistegine e frequenti frammenti di litotamni. 2 m circa ;

d) calcilutiti marnose grigio chiare in strati sottili (5-15 cm
di spessore) contenenti microfauna planctonica. 3 m circa ;

e) calcareniti avana scuro a grana uniforme ben stratificate.
2 m circa ;

f) calcari marnosi biancastri in strati di 5-30 cm di spessore con
abbondante microfauna planctonica. 3 m circa.

Nella parte bassa (intervallo c e parzialmente d la composizione della mi¬
crofauna è molto simile a quella delFintervallo b, rispetto al quale si nota solo
la scomparsa della Eulepidine ; successivamente le microfaune sono costituite quasi
esclusivamente da foraminiferi planctonici ( Globoquadrine e Orbuline).

Età : Aquitaniano - Elveziano.

Località 2 — Monteroduni

La campionatura è stata effettuata lungo le pendici del rilievo
immediatamente a E di Monteroduni. Essa ha inizio sulla carrozzabile
che da questo paese porta a Gallo, un paio di tornanti dopo l’abitato.

— 136 —

e termina a q. 870 circa, per la presenza di una faglia. La successione
riscontrata al disopra delle calcareniti verdastre a cemento spatico
( = parte alta dei « calcari pseudosaccaroidi bianchi ») è la seguente ;

a) calciruditi in strati di 60-80 cm di spessore con clasti e matrice
intensamente ricristallizzati. 8 m circa.

In sezione sottile si riconoscono Siderolites sp., Lepidorbitoides sp., Orbitoides
media D’Archiac, Hellenocyclina beotica Reichel ; a luoghi piccoli rotalidi, he-
terohelicidi, piccole globigerine.

Età ; ? Maastrichtiano.

b) calciruditi con clasti calcarei mesozoici e più raramente ter¬
ziari (3) in grossi banchi irregolari ; la matrice è generalmente poco
abbondante e contiene nummuliti. 15 metri.

La microfauna presenta a volte evidenti segni di rimaneggiamento ed è com¬
posta da nummuliti, ortofragmine, alveoline a volte flosculinizzate, Opertorbitolites sp.,
grandi rotalidi, « Asanoina » sp., globigerinidi, Globorotalia aragonensis Nuttall.

Età : ? Eocene inferiore - medio.

c) argille marnose e marne argillose biancastre talora riccamente
fossilifere ( lepidocicline e miogipsine) con intercalati livelli lenticolari
di brecciole gradate e di calciruditi a matrice micritica biancastra con
piccole lenti silicizzate molto fossilifere ( frammenti di lamellibranchi,
nummuliti, alveoline etc.). Tipico nella parte bassa di questo intervallo
di serie è un livello lentiforme di puddinghe poligeniche a grossi
ciottoli arrotondati costituiti in prevalenza da calcari di età mesozoica ;
la matrice è argilloso-detritica con abbondanti e grosse lepidocicline.
16 metri.

Il benthos è costituito da grandi Eulepidine, Nefrolepidine, Miogypsina irregu-
laris (Michelotti), Miolepidocyclina sp., rotalidi, etc.; nel plancton abbondano
Catapsydrax spp., Globigerina rohri Bolli, G. venezuelana Hedberg ; molto rari
Globi gerinoides del gruppo G. trilobus e Globoquadrina dehiscens (Chapman, Parr
e Collins). In base a questi e ad altri foraminiferi planctonici presenti è possibile
inquadrare questo intervallo nelle cenozone a Globigerinita dissimilis e Globigeri-
iioides trilobus (p.p.) di Crescenti 1966.

Nei campioni più bassi di questo intervallo si rinvengono abbondanti microfaune

( 3 ) I termini litologici che costituiscono i clasti di queste calciruditi e quelli
di analoghi livelli nelle altre successioni esaminate presentano, oltre ad una notevole
varietà di facies, delle età che variano dall’Infralias al Paleogene.

— 137 —

rimaneggiate, costituite quasi esclusivamente da foraminiferi dell’Eocene inferiore
e medio; tra le forme più significative si riconoscono Globorotalia aequa CusH. e
Renz, G. cfr. rex Martin, G. aragonensis Nuttall.

Età : Aquitaniano - Langhiano inferiore.

d) alternanza di brecciole, calcareniti, marne e calcari marnosi.
Sono presenti numerose impronte fisiologiche fra cui piste di limivori.
5 metri ;

e) calcareniti più o meno marnose di colore avana che presen¬
tano sulla faccia superiore dello strato una caratteristica fratturazione
poliedrica (fig. 3). 8 metri circa;

Fig. 3. — Aspetto caratteristico delle calcareniti deU’intervallo e) della serie di
Monteroduni.

f) calcareniti di colore marrone piuttosto scuro in strati di 30-79
cm con selce diffusa. Nella parte alta di questo intervallo la selce pre¬
sente nelle calcareniti aumenta e si ritrova in irregolari addensamenti
nel corpo dello strato ; affiorano inoltre sporadici livelli di marne ver-

— 138 —

destre e di brecciole poligeniche particolarmente ricche di hriozoi.
14 metri;

g) alternanza di calcareniti, calcari marnosi e subordinatamente
marne e brecciole fossilifere. Questo ultimo intervallo di serie non è
ben visibile per la presenza di un’abbondante copertura detritica. 10
metri ( ?).

Le calcareniti e le brecciole di questi intervalli sono molto ricche di briozoi, alghe,
amfistegine, rotalidi, globigerinidi etc. Le miogipsine sono rare e in nessun caso si è
potuto giungere ad una determinazione specifica.

Nelle calcilutiti abbondano le spicele di spugna e i globigerinidi.

Nelle marne infine si nota una netta prevalenza delle forme planctoniche,
tra cui assumono particolare importanza Globi gerinoides e Globo quadrina.

Età : Langhiano.

Località 3 — Vallone Coniacenci

La campionatura è stata effettuata al Vallone Coniacenci, lungo
la strada che da Monteroduni porta a Gallo. Essa inizia all’incirca
all’altezza della casa cantoniera con fontana e termina poco prima
della curva a gomito sul vallone Coniacenci. Non è visibile l’appoggio
sui (( calcari pseudosaccaroidi bianchi » a causa di disturbi tettonici.
Gli strati, alquanto raddrizzati e contorti, pendono mediamente verso
W-SW con immersione di circa 50°. La successione riscontrata è la
seguente :

a) caleilutiti bianehe e verdastre con qualche esile intercalazione
di marne verdi che nella parte alta deH’intervallo diventano potenti
fino a 30 cm. Nelle ealcilutiti si riconoscono talvolta rare nummuliti,
discocicline e fauna planctonica. 14 metri.

Tra le globigerine sono presenti Globigerapsis sp. e Turborotalia cfr. bullbrooki
Bolli.

Età : Eocene, probabilmente medio-superiore.

b) conglomerati poligenici con elementi a spigoli smussati di
età mesozoica e terziaria ; questo materiale è ben cementato ed ha,
tranne locali arricchimenti, poca matrice calcarenitica grigia e verda¬
stra con nummuliti e discocicline. Verso la metà di questo intervallo
di serie affiora, imballato nel materiale anzidetto, un enorme pacco di
strati di età mesozoica costituito da calcari ©olitici e pseudoolitici del
volume complessivo apprezzabile intorno al migliaio e più di metri
cubi ; questo pacco di strati ( di probabile età giurassica) è attraversato

139 —

da filoncelli sedimentari di materiale calcareo-marnoso verde e grigio¬
azzurro lievemente detritico e contenente talora nummuliti. Qualche
metro di detrito interrompe quindi l’esposizione deH’affioramento. 20-25
metri (?) ;

c) calcareniti nocciola straterellate intercalate a calciruditi con
ciottoli talora arrotondati e matrice calcarenitica grigio-azzurra ; nelle
calcareniti e nella matrice delle calciruditi sono presenti abbondanti
nummuliti. 25 metri.

I dati micropaleontologici di questi due intervalli sono scarsi e poco attendibili
perchè i microfossili mostrano quasi sempre segni di rimaneggiamento.

Età : Eocene medio-superiore ( ?).

d) calcareniti avana e nocciola con tessitura e granulometria
omogenee ; i fossili ( nummuliti e discocicline) si presentano regolar¬
mente disposti nella massa calcarenitica con l’asse maggiore parallelo
alla stratificazione. Circa 2 metri.

f

Oltre alle numerose nummuliti sono presenti in questo intervallo molte orto-
fragmine (discocicline del gruppo D. augustae-trabayensis, D. douvillei (ScHLUM-
berger), Halkyardia sp., rotalidi, globigerine, Globigerapsis sp., Turborotalia bull-
brooki Bolli.

Età • Eocene medio-superiore.

e) calciruditi grossolane con clasti parzialmente arrotondati di
dimensioni sino a mezzo metro cubo, di varia natura litologica (calcari
di età mesozoica e terziaria). L’appoggio sul termine sottostante di questo
materiale ( che appare mal suddiviso in due grossi banchi) avviene
tramite una superficie piuttosto irregolare. Non è visibile alcuna clas-
sazione tra gli elementi delle calciruditi. 11 metri circa.

Non è chiaro se questi banchi calciruditici rappresentino la parte superiore del-
Fintervallo d o piuttosto quella inferiore di f. In questo secondo caso l’età sarebbe
limitata all’Aquitaniano o tutt’al più all’Oligocene superiore.

f) al di sopra dei grossi banchi di calciruditi senza uno stacco
evidente affiorano livelli lenticolari di puddinghe a grossi elementi (sino
ad alcuni decimetri cubi) a matrice marnosa detritica verde contenente,
tra l’altro, abbondanti lepidocicline ( fig. 4) ; seguono livelli marnosi
verdi e grigi con qualche strato calciruditico, poi marne verdi più o

— 140 —

meno calcarifere con pettinidi, ostreidi, frammenti di coralli e di echi¬
nodermi, e soprattutto abbondanti lepidocicline. 16 metri circa.

Il contenuto microfaunistico è sempre molto abbondante e ben conservato, sia
nelle marne che nei calcari. Tra le forme planctoniche abbondano i Catapsydrax spp.,
Globigerina rohri Bolli, G. venezuelana Hedberg, globorotalie del gruppo T. opima
(Bolli) (cenozona a Globigerinita dissimilis di Crescenti 1966).

Nel benthos sono numerosissimi i macroforaminiferi, tra cui varie specie di
Eulepidine, Nefrolepidine, Heterostegine, Operculine, Rotalie, etc.

Età : Aquitaniano.

Fig. 4. — Puddinghe grossolane a matrice marnosa verde con abbondanti lepidocicline.
Strada Monteroduni-Gallo, circa un chilometro dopo il ponte sul vallone Coniacenci.

Località 4 — Masseria Porcini

La serie è stata campionata lungo la strada Monteroduni-Gallo, in
località Masseria Porcini a SW di M. Caruso. Gli strati immergono
mediamente verso W-SW con inclinazione di circa 70°. Al di sopra dei
(( calcari pseudosaccaroidi bianchi » affiorano :

a) calciruditi a cemento spatico con clasti eterogenei a spigoli
smussati costituiti da elementi di età mesozoica. 3 metri circa.

141 —

I microfossili riconosciuti nelle sezioni sottili sono Orbitoides media (D’Ar-
CHiAc), Siderolites sp., Hellenocyclina beotica Reichel, alghe, etc. Anche se non
si sono riscontrate altre forme più recenti, non è possibile escludere un rimaneggia¬
mento extraformazionale delle microfaune. Pertanto attribuiamo solo dubitativa¬
mente al Maastrichtiano questi primi livelli soprastanti ai tipici « calcari pseudosaccaroidi
bianchi ».

b) calcimditi a cemento spatico molto simili alle sottostanti ma
in cui bruscamente appaiono fossili terziari sia nei ciottoli che nella
scarsa matrice. Nella parte aita di questo intervallo compaiono alcuni
strati molto ricchi di matrice calcarenitica e calcilutitica marnosa ver¬
dastra con abbondanti nummuliti e discocicline commiste a fauna plan¬
ctonica. 10 metri circa.

Le associazioni di microfossili comprendono nummuliti, discocicline, globigerine,
Globigerapsis sp., Turborotalia bullbrooki Bolli, G. cerro-azulensis Cole. A queste
si accompagnano forme più antiche, quali globorotalie del gruppo G. rex-aragonensis.
curvillierinidi, alveoline, alghe, etc.

Età: Eocene superiore (e in parte. Oligocene ?).

c) calcimditi con clasti di dimensioni variabili (sino a mezzo
metro cubo) a spigoli ben arrotondati costituiti in gran parte da grossi
frammenti di colonie coralline legati da una matrice calcarenitica gros
solana verdastra. Lateralmente a questo ammasso puddingoide che ha
andamento lenticolare si ritrovano spalmature e piccole sacche di marne
argillose verdi. 3 metri.

Le microfaune sono abbondanti e in tutto analoghe a quelle riscontrate negli
intervalli b della località 1, c della località 2 (in parte), ed f della località 3, e
da riferire quindi anch’esse alla cenozona a Globigerinita dissimilis di Crescenti 1966.
Età : Aquitaniano.

Località 5 — 5.S. Trinità

Questa campionatura è stata effettuata in località S.S. Trinità
presso il Km 33 della S.S. n. 85 - Venafrana. Gli strati immergono
a SW con inclinazione di circa 20°.

La successione riscontrata al disopra dei «calcari pseudosaccaroidi
bianchi » è la seguente :

a) calcimditi ben cementate con ciottoli a spigoli smussati e con
scarsa matrice calcarenitica contenente piccole nummuliti ed alveoline.
5 metri circa ;

— 142 —

b) calcari marnosi rossi e giallastri tipo scaglia con microfauna
planctonica. Sono presenti alcuni livelli conglomeratici con abbondante
matrice marnosa rossa i cui clasti sono costituiti da calcari cristallini
bianchi e calcilutiti avana. 15 metri.

Oltre alle nummuliti ed alveoline sono presenti in questi due primi intervalli
Globorotalia aragonensis Nuttall., T. bullbrooki Bolli, Globigerapsis sp.

Età : Eocene medio-superiore.

c) calciruditi a matrice calcareo-marnosa avana contenente num¬
muliti e discocicline. 2 metri circa.

Sono riconoscibili tra l’altro discocicline del gruppo D. augustae-trabayensis.

Età : Eocene medio-superiore.

Per concludere si può affermare che, nella zona presa in esame
al disopra dei « calcari pseudosaccaroidi bianchi » affiorano terreni sicu¬
ramente eocenici costituiti dalle calcareniti avana con nummuliti (inter¬
vallo a della località 1, int. d loc. 3), dalle calcilutiti biancastre con
fauna planctonica (int. a loc. 3) e dai calcari marnosi rossi tipo
scaglia (int. b loc. 5).

Nell’ambito di questi terreni procedendo da SE verso NW sembra
che si possano riconoscere passaggi laterali dalle calcareniti avana e
calcilutiti biancastre ai calcari marnosi rossi. Un tale fatto induce a
pensare che spostandosi in quella direzione si passi ad ambienti più
pelagici.

Affiorano inoltre terreni di età compresa tra l’Aquitaniano e FEl-
veziano costituiti da calciruditi, calcareniti e marne. Tali sedimenti
mostrano, soprattutto nella parte bassa, una certa variabilità litologica
dovuta essenzialmente a frequenti e discontinui apporti calcarei ( 4)
detritici che formavano intercalazioni calciruditiche lentiformi spesso
gradate.

Sono molto diffusi, inoltre, livelli di calciruditi con nummuliti
nella matrice e con clasti che mostrano una grande varietà di facies e
di età e talora rappresentano terreni che non affiorano in questa parte

(4) È interessante notare che mentre nel Matese gli apporti francamente terrigeni
e le facies di flysch si riscontrano soltanto a partire dall’Elveziano sup.-Tortoniano, in
zone più meridionali (ad es. Cilento, Lucania) il Miocene acquisisce tali caratteristiche
già neirAquitaniano-Langhiano (Scandone 1967).

— 143 —

del Matese nè in zone vicine. È molto difficile datare con esattezza
questo materiale : in qualche caso l’età eocenica è deducibile dalla posi¬
zione stratigrafica, ma in generale è da ritenersi genericamente paleo¬
genica o più recente (5).

Infine è da porre in risalto la variabilità dello spessore dei sedi¬
menti terziari. La serie di Costa Calla, ad esempio, che comprende
anche i termini più alti da noi rinvenuti nella zona (calcari marnosi
ad Orhulinà)^ ha uno spessore che è pari a circa metà di quella cam-
pionata a Monteroduni o a Vallone Coniacene!, dove, inoltre, non si
raggiungono termini stratigraficamente così alti.

Conclusioni

L’insieme delle osservazioni compiute sul terreno e lo studio delle
successioni descritte hanno messo in luce alcune caratteristiche del
terziario affiorante in questa parte del Matese. Le più evidenti tra
queste sono :

1) frequenti e talora brusche variazioni di facies, sia laterali
che verticali ;

2) abbondanza del materiale detritico grossolano ;

3) lacune stratigrafiche di varia ampiezza presenti a diverse
altezze nelle successioni esaminate ;

4) frequenti rimaneggiamenti inter- ed extraformazionali ;

5) notevoli variazioni degli spessori.

Queste caratteristiche, riscontrate soprattutto nella parte media
e bassa delle successioni esaminate, ci permettono di dedurre che
i terreni terziari in oggetto si sono sedimentati in una zona caratteriz¬
zata da notevole instabilità tettonica. Questa instabilità, l’abbondanza
e le caratteristiche del materiale conglomeratico, la progressiva diminu¬
zione di affioramenti paleogenici man mano che ci si sposti verso
SE ed infine la presenza nell’Eocene di termini litologici che sembrano
dimostrare un passaggio ad ambienti più francamente pelagici, ci in¬
ducono a pensare, in accordo con Pescatore 1965, che questi terreni
si siano deposti sui bordi di un bacino. L’esistenza di questo bacino è
documentata tra l’altro dalla presenza nella zona di Macchiagodena-

(5) Nella parte alta di questi terreni (Formazione della Montagnola) Selli (1957)
e Pescatore (1965) hanno talora riconosciuto la presenza di fossili miocenici.

— 144 —

Frosolone di una successione terziaria continua o pressoché continua
sino a quasi tutto il Miocene (Signorini e Devoto 1962) (6).

Questa zona mantiene le sue caratteristiche di bordo almeno sino
a tutto FAquitaniano ; successivamente, in conseguenza della generale
trasgressione miocenica (Selli 1957) si ha un progressivo avanzamento
del mare verso zone più interne del Matese e solo neU’Elveziano tutto
il massiccio è sommerso (Sgrosso 1963),

Non è chiaro se per i terreni eocenici e miocenici si debba parlare
di trasgressioni. A nostro avviso più che di trasgressioni si dovrebbe
parlare di disconformità dovute alla notevole instabilità tettonica del-
Fambiente in cui avveniva la sedimentazione. Infatti la zona in esame
si può collocare come si è detto sui bordi di un bacino dove il fondo
era molto pendente e accidentato e produceva un accumulo di sedimenti
irregolare e spesso lacunoso. Con un ambiente di questo tipo si possono
spiegare le forti differenze di spessore, l’abbondanza di faune rima-
neggiate e le lacune stratigrafiche presenti a più altezze e ad altezze
diverse in zone anche vicine tra loro. Non si può escludere però la
possibilità che locali emersioni seguite da successive ingressioni abbiano
causato delle limitate trasgressioni la cui presenza non è possibile accer¬
tare per le caratteristiche dei sedimenti stessi.

Osservazioni micropaleontologiche

In questa parte viene fornita una breve descrizione dei forami-
niferi più interessati o più importanti stratigraficamente. Di tali forme
sono indicati il nome specifico originale, le sinonimie e le annotazioni
bibliografiche delle opere in cui sono rappresentate. Alcune delle forme
descritte sono anche illustrate con fotografie o con disegni alla camera
lucida.

La classificazione generica adottata è quella di Loeblich e
Tappan in Moore (1964); le uniche eccezioni riguardano il gen.
Operculina^ che ho ritenuto più pratico tenere distinto da Nummulites,
e N ephrolepidina, da me considerato come sottogenere di Lepidocyclina.
Inoltre per quanto concerne il rotalide indicato come « A sanoina » si
rimanda al lavoro di Sgrosso e Torre (1967).

(6) Facies di transizione verso terreni pelagici sono riconosciute nel Matese già
dal Lias (Pescatore 1965).

145 —

Ord. FORAMINIFERIDA
Fam. ROTALIIDAE
Gen. Rotalia

Rotalia viennoti Greig

Tav. II, figg. 10, 11, 12.

1935 Rotalia viennoti ■ Greig, Journ. o£ Pai., 9, n. 6, pp. 523-526, tav. 58,
figg. 1-14.

1957 Rotalia viennoti Greig - Sacal e Debourle, Soc. Géol. Trance, Mem.,
n.s. 36, f. 1, n. 78, p. 40, tav. XVI, figg. 1 e 3.

Numerosi e tipici esemplari di questo rotalide sono presenti nelle
porzioni di serie corrispondenti alFOligocene superiore - Aquitaniano.
Essi presentano guscio subcircolare allungato, inegualmente biconvesso,
con contorno un po’ irregolare e bordo periferico acuto. Tale guscio è
composto da 3-3 e ^ giri di spira a disposizione leggermente trocoide.
Sia il lato ventrale che quello dorsale sono quasi interamente ricoperti
da pilastri pustuliformi di 50-200 micron di diametro, i più grandi
verso il centro del guscio. Solo le 4-5 camere finali, delle 14-15 che
formano l’ultimo giro di spira sono prive di pilastri. Le camere sono
molto più lunghe che larghe e sono separate da suture depresse e leg¬
germente sigmoidi.

Gli individui in nostro possesso sono generalmente ben sviluppati
raggiungendo (e a volte sorpassando) i 2 mm di diametro e 0, 6-0,7
di spessore.

Fam. NUMMULITIDAE
Gen. Operculina

Operculina complanata (Defrance)

Tav. II, fig. 1.

1958 Operculina complanata Defrance - Azzaroli, pag. 71, tav. Ili, figg. 2, 7, 8,
11, Ila (con sinonimie).

Nelle microfaune dei campioni corrispondenti all’Oligocene supe¬
riore- Aquitaniano sono presenti molti esemplari del gen. Operculina (7).
Essi sono stati riferiti alla specie O. complanata perchè caratterizzati da
guscio ellittico relativamente grande (2,5-9 mm), appiattito e sottile,
con superficie liscia e a volte un rigonfiamento eccentrico in corrispon-

(7) Secondo Cole W. S. in Moore (1964, pag. 645), il gen. Operculina sarebbe
sinonimo di Nummulites.

10

— 146 —

denza delle logge embrionali. Tale rigonfiamento non è mai molto ac¬
centuato e può essere maggiore da un lato del guscio che dall’altro.

Solo in rari casi è possibile intravedere sulla superficie del guscio
numerosi setti lunghi e ricurvi.

Operculina complanata Defhance var. zitteli Silvestri

1907 Operculina complanata var. zittelli - Silvestri, Boll. Soc. Geol. It., 26, p. 38,
tav. 2, figg. 1, 3.

1958 Operculina complanata Defr, var. zitteli Silvestri - Azzaroli, p. 72, tav. I,

fig. 11.

Guscio a contorno subcircolare o ellittico, appiattito. La superficie
è liscia e solo raramente si distinguono i setti tra le camere. Il numero
di camere per giro di spira è inferiore a quello che si riscontra nella specie
O. complanata, e i setti sono più distanziati tra loro. La var. zitteli diffe¬
risce ancora dalla specie per il guscio un po’ più spesso e per il suo
diametro, sensibilmente inferiore e variante tra 2 e 3,5 mm.

Heterostegina complanata Meneghini var. minuta Azzaroli

Tav. II, fig. 2 e Tav. Ili, fig. 4.

1958 Heterostegina complanata Meneghini var. minuta - Azzaroli, p. 73, tav. I,

figg. 13, 13a, 14.

Esternamente il guscio di questi foraminiferi è liscio, in tutto
simile a quello del gen. Operculina, e solo osservandolo per trasparenza
(previa immersione in acqua o xilolo) è possibile distinguerne i carat¬
teri interni. Su ambo i lati dei guscio è talora presente un leggero rigon¬
fiamento eccentrico in corrispondenza delle logge embrionali. Anche il
diametro (2,5-9 mm) e lo spessore del guscio sono simili a quelli del
gen, Operculina.

In sezione trasversa mediana si nota il passo di spira crescente
rapidamente e la presenza di numerose camere molto arcuate che sin
dai primi giri di spira sono suddivise in camerette da settini trasversali.

I caratteri esterni ed interni di questa Heterostegina sono in tutto
simili a quelli della specie H. complanata Meneghini ma per le sue
piccole dimensioni viene da me attribuita alla var. minuta Azzaroli,
istituita su esemplari rinvenuti in Somalia.

— 147 —

Fam. MIOGYPSINIDAE
Gen. Miogypsina

Miogypsina irregularis ( Michelotti)

Tave II, fig. 5, 6 e Tav= III, fig. 2.

1954 Miogypsina (Miogypsina) irregularis (Michelotti) - Drooger, p. 238, pi 2,

figg. 1"5 (con sinonimie).

Sono presenti numerosi esemplari dal guscio piano-convesso o
biconvesso, robusto, il cui diametro può a volte superare i 2 mm. Il
massimo spessore del guscio è sempre spostato verso l’apice e può
giungere fino a valori di 1-1,1 mm.

Esternamente la forma del guscio può essere circolare o allungata
in senso apico-frontale ; quando l’apice è ben individuato si ha la carat¬
teristica forma a ventaglio. La superficie del guscio è irregolare e rico¬
perta da papille o pustole le cui dimensioni variano da 20 a 120 micron.

In sezione trasversa mediana si osservano le camere equatoriali,
di forma ogivale e rombica ; esse giacciono su di un piano che può
essere più o meno ondulato e che solo in parte corrisponde al piano
dell’apparato nepionico. Tale apparato è situato in posizione apicale e
spesse volte in seguito ad una leggera usura del guscio sia la deutero-
conca che alcune camere delle spirali nepioniche risultano riempite di
materiale di origine secondaria che ne ostacola notevolmente l’osserva¬
zione.

Dei numerosi esemplari di Miogypsina sezionati solo alcuni per¬
mettono di stabilire con certezza la presenza della II" (8), o seconda
principale camera ausiliaria, e della spirale di camere che da essa ha
origine.

Qui di seguito sono riportati i valori dei vari elementi costitutivi
dell’apparato nepionico riferendosi ai soli casi in cui è stata possibile
l’osservazione sicura di tutti gli elementi necessari. È importante co¬
munque ricordare che anche nei casi meno chiari il valore di X ( = nu¬
mero di camere della spirale principale) sembra non essere mai
superiore ad 8.

N X Mx X" 200 a/(3 Mv + o-m

9 6-8 7,16 0-2 15-32 20,1 + 1,1

(8) Per tutti i simboli riguardanti l’apparato nepionico delle miogipsine si vedano
i lavori di Drooger (1952, 1954, 1964).

— 148 —

Il basso valore calcolato di Mv ed il fatto che molti individui
mancano sicuramente di seconda principale camera ausiliaria e di
relativa spirale ci permettono di considerare gli esemplari in nostro
possesso appartenenti ad una popolazione di M. irregulmis poco evoluta.

Le forme studiate sono state rinvenute in una microfauna conte¬
nente circa il 5C!% di organismi planctonici (tra cui Globoquadrina
dehiscens e rarissimi rappresentanti del gruppo del Globi gerinoides trilo-
bus) situata con ogni probabilità al tetto della cenozona a Globi gerinita *

dissimilis o alla base della cenozona a Globigerinoides trilobus ( Cre¬
scenti 1966).

Il gen. Miogypsina compare ancora a livelli stratigraficamente più
alti, appartenenti sicuramente al Langhiano, ma i rari esemplari osser¬
vati in sezioni sottili di roccia non permettono alcuna determinazione
specifica.

Miogypsina (M iole pidocy dina) sp.

Tav. Ili, fig. 1.

Associate alla M. irregularis (Mich.) sono state rinvenute delle
altre forme che per la posizione pressoché centrale delLapparato nepio-
nico rientrano nel s. gen. Miolepidocydina.

I pochi esemplari riscontrati presentano un guscio lenticolare, ine¬
gualmente biconvesso, più o meno assottigliato ai bordi ; la superficie
è ricoperta di papille e pustule in tutto analoghe a quelle riscontrate
su M. irregularis. Le dimensioni esterne possono raggiungere 2,5-3 mm
di diametro e 1,2-1, 4 di spessore.

In sezione trasversa mediana le camere equatoriali presentano
forma rombica, ma spostandosi dal centro verso la periferia esse diven¬
gono ogivali o arcuate. Il diametro della protoconca varia da 140 a 190
micron e l’asse maggiore della deuteroconca da 180 a 230 micron.
Sono presenti ambedue le principali camere ausiliarie da cui si dipar¬
tono delle spirali il cui aspetto è alquanto confuso. In nessuno dei
pochi esemplari rinvenuti (e sezionati) abbiamo potuto effettuare misu¬
razioni sicure del valore 200 a/[3 e di conseguenza non è stato possibile
giungere ad una determinazione specifica.

Rari esemplari di Miolepidocydina sono stati riscontrati solo nei
residui di lavaggio e sempre associati a M. irregularis.

149 —

Fam. GLOBIGERINIDAE
Gen. Globigerina

Globigerina rohri Bolli
Tav. IV, fig. 1 a, b, c.

1957 Globigerina rohri - Bolli, U. S.- Nat. Mus. Bull. n. 215, p. 109, pi. 23,
fig. 1 a-c.

1959 Globoquadrina rohri (Bolli) - Blow, BulL Am. Pai. 3'9, n. 178, p. 185,
pL 11, fig. 57 a-c.

1962 Globoquadrina dehiscens praedehiscens - Blow e Bannek, Found. Mid-Tert.
strat, corr., p. 116, pi. XV, figg. Q - S.

1966 Globoquadrina dehiscens praedehiscens Blow e Banner - Reiss e Gvirtzmann,
Proc. Ili sess. C. M. N.S., p. 341, pL 96, figg. Ba- 7c.

Questa globigerina è caratterizzata dal guscio robusto, a contorno
subcircolare debolmente lobulato, formato da una bassa trocospira di
circa 3 giri di camere che aumentano rapidamente di dimensioni. Si
notano circa 4 camere nei primi giri di spira che si riducono, a solo 3
nelFultimo giro ; osservate dal lato dorsale queste ultime camere sono
allungate nel senso della spira e separate tra loro da suture dritte o
leggermente arcuate. In veduta laterale esse sono depresse, di forma
ovoide e allungate in senso assiale. Dal lato ventrale delimitano un
ombelico grosso modo triangolare, profondo ma non troppo . largo ; in
vicinanza delFombelico la superficie delle camere è spinosa. La faccia
aperturale è stretta e si raccorda con la superficie periferica delFultima
camera con un angolo brusco ma non tagliente. L’apertura, in posizione
ombelicale, non è quasi mai visibile perchè ricoperta da un dente
piatto ( flap4ike lip ) .

Blow e Banner (1962) attribuiscono questa forma a Glohoqua-
drina dehiscens praedehiscens n. sp. e riferiscono, che a Trinidad e a
Fàlcon (Venezuela) questo caratteristico planctonico presenta un’esten¬
sione stratigrafica che va dalla parte media della zona a GL ouachitensis
ciperoensis alla parte bassa della zona a Globigerinita stainforthi. Nella-
Sicilia di SE, Tanganika e Nuo-va Zelanda la stessa forma si troverebbe
nelFAquitaniano medio. Sempre Blow e Banner (1965) hanno istituito
una zona a GL dehiscens praedehiscens / GL dehiscens dehiscens, alFin-
circa . la prima in ordine di apparizione nel Miocene inferiore, -situata
tra la sottostante zona a GL f Turbar otalia) kugleri e la soprastante a
Globi gerinat ella insueta/ Globigerinita dissimilis (s.L). Tale zonazione
sarebbe valida per i Garaibi, il Pacifico, la zona Alpina ed anche per
il bacino Mediterraneo, ■ ■

— 150 —

Reiss e Gvirtzmann (1966) hanno illustrato vari esemplari di
Gl. dehiscens praedehiscens provenienti daU’Aquitaniano di Israele.

Tale forma è sempre abbondante negli intervalli di serie corri¬
spondenti all’Aquitaniano.

Globigerina venezuelana Hedberg
Tav. IV, fig. 2 a, b, c.

1937 Globigerina venezuelana Hedberg, Journ. Pai., 11, p. 681, tav. 92, fig. 7.
1945 Globigerina venezuelana Hedberg - Cushman e Stainforth, Cush, Lab. For.

Res., Spec. Pub. n. 14, p. 66, tav. 12, fig. 13.

1949 Globigerina venezuelana Hedberg - Bermudkz, Cush. Lab. For. Res., Spec.
Pub. n. 25, p. 280, tav. 21, figg. 39-40.

1953 Globigerina venezuelana Hedberg - Di Napoli, Riv. It. Pai. Strat., mem. 6,
p. 78, tav. 4, fig. 2.

1956 Globigerina venezuelana Hedberg - Ruscelli, Riv. It. Pai. Strat., 42, n. 2,
p. 77, tav. 3, fig. 1.

1957 Globigerina venezuelana Hedberg - Bolli, U. S. Nat. Mus. Bull. n. 215, p. 110,
tav. 23, figg. 6-8.

1959 Globoquadrina venezuelana (Hedberg) - Blow, Bull. Am. Pai., 39, n. 178,
p. 186, pi. 11, figg. 58a-59.

1962 Globigerina venezuelana Hedberg - Piccoli e Proto Decima, Soc. Geol. It.,
mem. 3, p. 35, fig. 3, 12 - 13.

1966 Globigerina venezuelana Hedberg - Crescenti, Geol. Romana, 5, p. 35,
tav. I, fig. 10.

1966 Globoquadrina conglomerata (Schwager) - Wezel, Atti Acc. Gioenia Se. Nat.
Catania, p, 82, tav. 1, fig. 13.

1966 Globigerina venezuelana Hedberg - Reiss e Gvirtzmann, Proc. Ili sess.
C.M.N.S., p. 327, pi. 89, figg. la - 5c.

1967 Globoquadrina venezuelana (Hedberg) - Poag e Akers, Contr. Cush. Found.
For. Res., 18, n. 4, p. 172, pi. 17, figg. 12 - 14.

Gli esemplari posseduti sono identici a quelli illustrati da vari
Autori, e presentano dal lato ventrale Fombelico piuttosto stretto, a
forma di fessura. L^ultimo giro di spira comprende in genere quattro
camere che aumentano gradatamente di dimensioni * solo l’ultima ca¬
mera è spesse volte più piccola della penultima. Dal lato dorsale le
suture tra camere contigue sono diritte.

Globigerina cf. yeguaensis pseudo venezuelana Blow e Banner
Tav. IV, fig. 3 a, b, c.

Riferisco dubitativamente a questa sottospecie dei foraminiferi
planctonici alquanto abbondanti nei residui di lavaggio dei miei campioni.

— 151 —

Il guscio di queste forme presenta un contorno quadrangolare legger¬
mente lobato, ed è formato da circa 3-3 e I/2 giri di spira leggermente
trocoide, con camere di forma ovoide le cui dimensioni aumentano
gradatamente. Nell’ultimo giro di spira sono presenti in genere 4

camere, di forma ovoide ed allungate un po’ in senso assiale, che
delimitano dal lato ventrale un largo ombelico. Le suture tra le camere
sono dritte o leggermente curve ; la superficie del guscio in vicinanza
dell’ombelico è ispida. L’apertura ombelicale non è visibile sia perchè
l’ombelico è quasi sempre riempito da materiale di origine secondaria,
sia perchè probabilmente l’apertura è ricoperta da un dente piatto.

I miei esemplari si avvicinano molto agli esemplari illustrati da

Banner e Blow (1962) alla tav. XI fig. N-0, dai quali si discostano

per un ombelico in genere più largo e per il fatto che le camere
aumentano di dimensioni molto più gradualmente.

Dal lato ventrale queste forme possono alcune volte somigliare
molto a G. venezuelana Hedberg, specie nei casi in cui l’ombelico

è più stretto ed allungato a fessura ; tuttavia è possibile distinguerle
dal lato dorsale, dove le camere nei vari giri di spira si mantengono
sempre più o meno subcircolari-ovoidi e non tanto allungate come in
G. venezuelana.

Gen. Catapsydrax

Catapsydrax dissimilis (Cushman e Bermudez)

1937 Globigerina dissimilis - Cushman e Bermudez, Cush. Lab. For. Res., Contr.,
13, pt. 1, p. 25, figg. 4 - 6.

1949 Catapsydrax dissimilis (CusH. e Berm.) - Bermudez, Cush. Lab. For. Res.
Spec. Pub. n. 25, p. 279, pi. 21, fig. 47.

1954 Catapsydras dissimilis (Cush. e Berm.) - Beckmann, Ecl. Geol. Helv., 46,

n. 2 (1953), p. 391, pi. 25, fig. 10.

1957 Catapsydrax dissimilis (CusH. e Berm.) - Bolli, Loeblich e Tappan, U. S. Nat.

Mus. Bull, n, 215, p. 36, pi. 7, figg. 6a - 7b.

1959 Catapsydrax dissimilis (CusH. e Berm.) - Blow, Bull. Am. Pai., 39, n. 178,
p. 203, pi. 12, figg. 88a = 90.

1962 Clobigerina dissimilis dissimilis (Cush. e Berm.) - Blow e Banner, Found.

of Mid-Tert. strat. corr., p. 106, pi. XIV, fig. D.

1966 Clobigerinita dissimilis (CusH. e Berm.) - Crescenti, Geol. Romana, 5, p. 44,
tav. II, figg 15.

1966 - Clobigerinita ( a Catapsydrax y)) dissimilis (CusH. e Berm.) - Reiss e Gvirtz-
MANN, Proc. Ili session C.M.N.S., p. 343, pi. 97, figg. 4 - 5c.

— 152 —

Numerosi individui di questa caratteristica specie sono stati riscon¬
trati nei campioni dei tratti di serie corrispondenti alFAquitaniano.
Sono quasi sempre ben visibili le aperture infralaminari che non sono
.^circondate da labbri ben distinguibili, come in C. stainforthi. Inoltre
la taglia è sempre più grande che nelle altre specie di Catapsydrax.

Catapsydrax stainforthi Bolli, Loeblich e Tappan

1957 Catapsydrax stainforthi Bolli, Loeblich e Tappan ■ Bolli, U. S. Nat. Mus.

BulL n. 215, pag. 37, tav. 7, figg. lla-c.

1957 Catapsydrax stainforthi Bolli, Loeblich e Tappan - Bolli, U. S. Nat. Mus.

BulL n. 215, pag. 116.

Il guscio di questi foraminiferi planctonici presenta quattro camere
nelFultimo giro di spira, gradatamente crescenti di dimensioni. L’area
ombelicale è ricoperta da una bulla che si prolunga in maggiore o
minore misura lungo le suture tra le camere. Le aperture infralaminari
si trovano solo alle estremità di questi prolungamenti, e possono essere
bordate da piccoli labbri.

Rari esemplari di questa specie sono stati rinvenuti nelle porzioni
di serie corrispondenti alFAquitaniano.

Gruppo Turborotalia opima Bolli

Con questa denominazione vengono indicate delle piccole forme
di planctonici a spira leggermente trocospirale e camere più o meno
rigonfie, contorno a volte lobato, con 4-5 camere nelFultimo giro di
spira, ombelico generalmente piccolo e apertura interiomarginale extra-
ombelicale-ombelicale spesse volte fornita di un labbro.

Variazioni dei suddetti caratteri di valore specifico e più spesso
subspecifico permettono a volte l’attribuzione dei planctonici in oggetto
a GL opima opima Bolli, Gl. opima nana Bolli, GL opima continuosa
Blow, gl accostaensis Blow e simili forme. Tuttavia non sempre
sono chiari i caratteri distintivi tra le varie specie e sottospecie ; inoltre
l’esistenza di forme di transizione dalFuna all’altra (vedi anche Blow
T959, p!'‘'‘'’2l9) contribuisce a rendere in molti casi insicuro o azzardato
ogni tentativo di attribuzione tassonomica.

Pertanto concordo con Crescenti (1966) nel ritenere necessario
uno studio di revisione per l’insieme di queste piccole forme, studio

— 153 —

che non era possibile affrontare in questa sede per la scarsità del mate¬
riale a disposizione e perchè esula dalle finalità del presente lavoro.

Forme del gruppo Gl. opima Bolli sono presenti in tutte le por¬
zioni di serie corrispondenti all’Oligocene superiore-Miocene, ma al¬
quanto rare.

Fam. LEPIDOCYCLINIDAE

Gen. Lepidocyclina

Lepidocyclina (Eulepidina) dilatata Michelotti
Tav. I, fig. la - b.

1904 Lepidocyclina dilatata Michelotti - Lemoine e DouvillÈ, p. 12, tav. I, fig. 2 ;
tav. II, figg. 8, 21; tav. Ili, figg. 10, 15.

1941 Lepidocyclina (Eulepidina) dilatata Michelotti - Marchesini, pag. 56, tav. I,
fig. 10; tav. II, figg. 6, 9 (con sinonimie).

1963 Lepidocyclina (Eulepidina) dilatata Michelotti - Luperto, pag. 603, tav. II,

figg. 3, 4.

Questa Eulepidina è presente nelle microfaune Aquitaniane con
numerosi esemplari dei quali solo alcuni presentano guscio integro.
Essi sono caratterizzati da guscio di forma sottile, poco o niente rigonfio
al centro ; la superficie è irregolare, ricoperta di piccoli pilastri a volte
triangolari circondati da camere laterali della stessa grandezza o anche
più grandi. Le dimensioni sono medio-grandi.

Lepidocyclina (Eulepidina) formosoides H. DouvillÈ

Tav. I, fig. 2a - b.

1925 Lepidocyclina (Eulepidina) formosoides - H. DouvillÈ, p. 71, tav. Ili, figg. 2-4.
1941 Lepidocyclina (Eulepidina) formosoides H. DouvillÈ - Marchesini, p. 55,

tav. II, figg. 1,5 (con sinonimie).

1958 Lepidocyclina (Eulepidina) formosoides H. DouvillÈ - Azzaroli, p. 77,

tav. VII, figg. 1, la; tav. Vili, fig. 1.

1963 Lepilocyclina Eulepidina) formosoides H. DouvillÈ - Luperto, pag. 602,

tav. I, figg. ], 2, 4, 5, 7, 10; tav. Ili, figg. 3, 4.

Fra i rappresentanti del gen. Eulepidina ho rinvenuto molti esem¬
plari della specie L. (E.) formosoides H. DouvillÈ. Essa è facilmente
riconoscibile per le sue dimensioni e per l’assenza di veri pilastri ; i

— 154 —

setti tra le camere laterali risultano alquanto ispessiti, in particolare
nella parte centrale del guscio, dove il loro spessore è quasi. uguale al
diametro delle camere, È presente un rigonfiamento centrale più o
meno accentuato, non sempre ben distinguibile, ed un collaretto a volte
ondulato. Anche il piano equatoriale si presenta a volte ondulato.

Lepidocyclina (Eulepidina) raulini Le moine e Dou ville

Tav. I, fig. 3a - b.

1904 Lepidocyclina raulini - Lemoine e DouvillÈ, pag. 11, tav. I, figg. 3,6,9,13,16;
tav. II, figg. 4, 14.

1941 Lepidocyclina (Eulepidina) raulini Lemoine e DouvillÈ - Marchesini, pag. 53,
tav. I, figg. 3, 7, 8, 9 (con sinonimie).

Guscio discoide lenticolare di dimensioni medio-piccole, di spessore
regolarmente decrescente dal centro (a volte leggermente rigonfio) verso
la periferia, con bordo ottuso. Le camere laterali sono arrotondate e
separate da setti spessi che nei punti di confluenza possono simulare dei
pilastri : le sezioni assiali e tangenziali mostrano però Fassenza di veri
pilastri.

Numerosi individui di questa specie sono stati riscontrati nei cam¬
pioni corrispondenti alFAquitaniano,

Ci sembra opportuno segnalare che multi esemplari del s. gen.
Eulepidina presentano dimensioni del guscio e caratteri della sua super¬
ficie (camere laterali, spessore dei setti che le separano, etc.) tali da
risultare intermedi tra quelli di L, (E.) formosoides e L. (E.) raulini.
L’attribuzione alFuna o all’altra di queste due specie ci è stata spesso
impossibile, in particolare quando non si può distinguere nettamente
il collaretto periferico dalla parte centrale del guscio.

Lepidocyclina (Nephrolepidina) tournoueri L. e D.

Tav. I, fig. 4a - b, Tav. Ili, fig 3.

1904 Lepidocyclina tournoueri - Lemoine e DouvillÈ, pag. 19, tav. I, fig. 5; tav. Il,
figg. 2,14; tav. Ili, fig. 1.

1941 Lepidocyclina {nephrolepidina') tournoueri Lemoine e DouvillÈ - Marchesini,
pag. 66, tav. Ili, fig. 4 (con sinonimie).

1965 Lepidocyclina (Nephrolepidina) tournoueri Lemoine e DouvillÈ - Pieroni,
pag. 165, tav. II, figg. 1-4, 6-8.

— 155 —

Nelle porzioni di serie corrispondenti alFAquitaniano è molto
abbondante questa specie caratterizzata dal guscio di dimensioni gene¬
ralmente piccole, con rigonfiamento centrale e ben distinto collaretto
periferico. La superficie è cosparsa di pilastri che possono mancare sul
collaretto ed aumentano generalmente di dimensioni verso il centro.
Le camere laterali che circondano i pilastri sono poligonali e le loro
dimensioni possono variare di molto nell’ambito della specie. L’apparato
embrionale è di tipo nephrolepidina e le camere del piano equatoriale
sono piccole, di forma ogivale.

Nella popolazione di L. (N,) tournoueri del campione MT 12, pre¬
levato nell’ultimo intervallo di serie ( Aquitaniano) della località Vallone
Coniacene!, è stato possibile effettuare la misurazione del « grado di
abbracciamento » della deuteroconca rispetto alla protoconca, o « grade
of enclosure y) come definito da Van Der Wlerk (1959 a, b; 1963).

Sui 42 esemplari osservati questo « grade of enclosure » è risultato
eguale a 47,3'% con valori estremi 46,1 % e 48,6 %. Il massimo di
frequenza si registra intorno al valore 47,5 %.

L. (N.) tournoueri L, e D. si riscontra ancora a livelli stratigra-
ficamente più alti delFAquitaniano, ma il numero degli esemplari pre¬
senti nei campioni è sempre molto scarso.

Lepidocyclina (Nephrolepidina) tournoueri var. umhonata Marchesini

Tav. II, fig. 3 - 4.

1941 Lepidocyclina (Nephrolepidina) tournoueri Lem. et Dou. var. umbonata -
Marchesini, Giorn. Geol., 15, p. 67, tav. IV, figg. 4-6, 8-9.

1962 Lepidocyclina (Nephrolepidina) tournoueri Lem. e Douv. var. umbonata
Marchesini - Luperto, p. 605, tav. I, fig. 6; tav. V, figg. 1,2.

Questa varietà di Nephrolepidina presenta quasi sempre dimensioni
inferiori alla specie L (N.) tournoueri. Gli esemplari in mio possesso
mostrano un guscio un po’ rigonfio, con al centro una grossa pustola
che può essere circondata da altre più piccole. È presente un piccolo
collaretto.

— 156 —

Fam. ANOMALINIDAE
Gen. Almuena

Almaena escornebovensis (Sigal)

Tav. IV, fig. 5a, b, c.

1949 Planulinella escornebovensis - Sigal, Rev. Inst. Fr. Pétroles, 4, n. 5, pag. 158,
tav. 2, fig 1 ; tav. 3, fig. 2.

Alcuni esemplari di questo genere con guscio pressoché piani-
spirale, con apertura principale alla base della faccia aperturale e aper¬
ture secondarie allungate, parallele alla periferia del guscio. La super¬
ficie è grossolanamente perforata, tranne che sulle suture tra le camere
e sugli ispessimenti che bordano le aperture secondarie e quella principale.

Gli esemplari posseduti presentano dei caratteri specifici quasi
identici alla specie A. escornebovensis (Sigal) alla quale vengono
attribuiti.

Napoli, Istituto di Geologia delVUniversità, 1968.

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T A B E l. L A I

■A

TAVOLA I

Fig. la-b, — Lepidocyclina (Eulepidina) dilatata Michelotti.

Esemplare dai margini in parte erosi.

Località: Vallone Coniacenci, camp. MT 12.

Ingrandimento : circa 7 x .

Età : Aquitaniano.

Fig. 2a-b. — Lepidocyclina (Eulepidina) formosoides H. DouvillÈ.

Località: Vallone Coniacenci, camp. MT 12.

Ingrandimento : circa 5 x .

Età : Aquitaniano.

Fig. 3a-b. — Lepidocyclina (Eulepidina) raulini Lemoine e DouvillÈ.

Località : Vallone Coniacenci, camp. MT 9.

Ingrandimento : circa 8 x .

Età : Aquitaniano-

•

Fig. 4a-b. — Lepidocyclina ( Nephrolepidina) tournoueri Lemoine e DouvillÈ.
Località: Monteroduni, camp, MT 37.

Ingrandimento: circa 10 x .

Età : Aquitaniano.

Boll. Soc. 'Naturalisti in Napoli, 1968

Sgrosso L, Torbe M, - Su alcuni
affioramenti, ecc. Tav. I

TAVOLA II

Fig. 1.

Fig, 2.

Fig. 3- 4,

Fig. 5- 6,

Fig. 8» 9.

Fig. 1002.

Operculina complanata Defrance.

Località: Masseria Porcini, camp. MP 9.

Ingrandimento : 8 x .

Età : Aquitaniano.

Heterostegina complanata Meneghini var. minuta Azzakoli.

Località; Vallone Coniacenci, camp. MT 10.

Ingrandimento: 13 x.

Età ; Aquitaniano.

Lepidocyclina (N.) tournoueri var. umbonata Marchesini.

Località: Monteroduni, camp. MT 41.

Ingrandimento ; 22 x .

Età : Aquitaniano.

Miogypsina irregiilaris (Michelotti).

Località; Monteroduni, camp. MT 41.

Ingrandimento ; 22 x .

Età : Langhiano.

M. irregularis (Michelotti), forma teratologica.

Partendo da un unico apparato embrionale questo orbitoide si è sviluppato
su due piani equatoriali a circa 100-110^ fra loro, ed uniti per circa
metà della superficie.

Località: Monteroduni, camp. MT 41.

Ingrandimento: 18 x.

Età ; Langhiano.

Rotalia viennoti Gkeig, in veduta ventrale, laterale e dorsale.

Località: Vallone Coniacenci, camp. MT 6.

Ingrandimento: 15 x.

Età : Aquitaniano.

Boll. Soc. Naturalisti in Napoli, 1968

Sgrosso L, Torre M. - Su alcuni
affioramenti, ecc. Tav. II

Fig. 1.

Fig. 2.

Fig. 3.

Fig. 4.

9

TAVOLA III

— Miolepidocyclina sp. in sezione trasversa mediana.

Località: Monteroduni, camp. MT 41.

Età : Langhiano.

— Miogypsìna irregularis (Michelotti) in sezione trasversa mediana.
Località : Monteroduni, camp. MT 39.

Età : Aquitaniano sup. o Langhiano basale.

— Lepidocyclina {N ephrolepidinà) tournoueri Lemoine e DouvillÈ in se¬
zione tras versa mediana.

Località: Masseria Porcini, camp. MP 10,

Età : Aquitaniano.

— Heterostegina complanata Meneghini var, minuta Azzaroli in sezione
tras versa mediana.

Località: Vallone Coniacene!, camp. MT 10.

Età : Aquitaniano.

Per tutte le figure : ingrandimento 28 >' .

Boll. Soc, Naturalisti in Napoli, 1968 Sgrosso I-, Torre M. - Su alcuni

affioramenti, ecc. Tav. Ili

TAVOLA IV

Fig. la-c. — Globigerina rohri Bolli in veduta ventrale, dorsale e laterale.

Località: Masseria Porcini, camp. MP 10.

Ingrandimento : 50 x .

Età : Aquitaniano.

Fig, 2a-c, — Globigerina venezuelana Hedbekg, in veduta ventrale, dorsale e laterale.
Località: Vallone Coniacenci, camp. MT 12.

Ingrandimento : 60 x .

Età : Aquitaniano.

Fig. 3a-c. — Globigerina cfr. yeguaensis pseudovenezuelana Blow e Banner in
veduta ventrale, dorsale e laterale,
località; Vallone Coniacenci, camp. MT 12.

Ingrandimento : 65 x .

Età : Aquitaniano.

Fig. 4a-c. — Globi gerinoides trilohus (Reuss) in veduta ventrale, laterale e dorsale.
Località: Monteroduni, camp. MT 39.

Ingrandimento : 77 x .

Età : Aquitaniano sup. o Langhiano basale.

Fig. 5a-c, — Almaena escornehovensis (Sigal) in veduta ventrale, periferica e dorsale.
Località: Vallone Coniacenci, camp. MT 1.

Ingrandimento : 31 x .

Età : Oligocene sup. o Aquitaniano.

Boll, Soc. Naturalisti in Napoli, 1968

Sgrosso I., Tombe M, - Su alcuni
affioramenti^ ecc. Tav, IV

Boll. Soc. Natur. in Napoli
Anno 77, 1968, pp. 159-180, 14 figg.

Note biostratigrafiche sul M. Vesole (Cilento)

Nota del Socio ITALO SGROSSO
(Tornata del 28 giugno 1968)

Riassunto. — Nella successione carbonatica affiorante a M. Vesole vengono
riconosciuti termini del Cretacico superiore (dal Cenomaniano al Senoniano), del
Paleocene superiore-Eocene ed infine del Miocene ; di questi terreni vengono illustrate
le microfacies più caratteristiche.

Gli affioramenti di M. Vesole si discostano lievemente dalie tipiche facies
carbonatiche di piattaforma.

Résumé. — L’Auteur décrit les microfaciès plus intéressantes de la serie du
M. Vesole, situé dans la partie nord-occidentale du Cilento, en Campanie.

Cette serie se compose de sédiments du Crétacé supérieur (Cénomanien à Séno-
nien), du Paléocène sup. - Eocène et du Miocène.

Les faciès de ces affleurements se différencient légèrement da celles-là typiques
de piate-forme.

Premessa

In una precedente nota in collaborazione (Scorziello e Sgrosso
1965) venne segnalata la presenza di una località fossilifera con Cro¬
stacei decapodi situata nei pressi della cima di M. Vesole (Cilento nord-
occidentale). Già da allora venivano notate nella successione litologica
affiorante in questo rilievo alcune caratteristiche che la facevano lieve¬
mente discostare dalle tipiche facies di piattaforma affioranti in gran
parte dell’ Appennino calcareo della Campania e della Lucania. Anche
lo studio delle microfacies ottenute dalla campionatura in serie effettuata
lungo il versante meridionale di questo rilievo e da altre piccole cam¬
pionature prelevate in zone vicine ha mostrato alcune particolarità bio¬
stratigrafiche che, a mio avviso, meritano di essere rese note. (*)

(*) Lavoro eseguito con il contributo del C.N.R.

160 —

A quanto mi consta nessun altro autore si è interessato in parti¬
colare della successione affiorante a M. Vesole, mentre in località vicine
appartenenti anche alla stessa dorsale sono state effettuate osservazioni
o studi di dettaglio.

Selli (1957) segnala e descrive in questa zona la trasgressione

miocenica ed istituisce la Formazione di Roccadaspide e la Formazione
di Capaccio. In un lavoro successivo (1962) lo stesso A. descrive in
dettaglio i terreni paleocenici che affiorano ampiamente nella dorsale
di M. Vesole e istituisce la Formazione di Trentinara.

Sartoni e Crescenti (1963) danno la successione lito e biostra-
tigrafica del Mesozoico e del Paleocene affiorante a Giungano e a M. Chia-
niello località poste a SW ed E negli immediati dintorni di M. Vesole.
I due Autori nel loro lavoro, basato anche su numerose altre serie
effettuate nelF Appennino di facies carbonatica, suddividono il Creta¬
cico ed il Paleocene in biozone.

161 —

Cestari (1967) descrive molto schematicamente la successione
del Cretacico e del Paleocene dei monti del Cilento.

Inquadramento geologico

Il M. Vesole fa parte di una piccola dorsale calcarea che si
allunga per circa 20 chilometri in direzione prima aU’incirca E-W
poi NW-SE ed è compresa tra Capaccio Vecchio e Magliano Nuovo.
Questa dorsale, come quella di dimensioni minori posta immediata¬
mente a sud (M. Sottano-Trentinara), può considerarsi una porzione
di anticlinale ad ampio raggio di curvatura (Scandone 1967) inte¬
ressata da faglie di direzione E-W e NW-SE che hanno ampi rigetti
sul versante meridionale e da faglie ortogonali a queste che hanno
rigetti molto minori.

I terreni in facies carbonatica che costituiscono questi rilievi sono
essenzialmente del Cretacico ( inferiore e superiore) su essi trasgredi¬
scono quelli del Paleocene superiore-Eocene (Formazione di Trenti-
nara) ricoperti a loro volta da calcareniti trasgressive mioceniche
(Formazione di Capaccio e Formazione di Roccadaspide) di età lan-
ghiana (Selli 1957, 1962, Sartoni e Crescenti 1963),

I terreni in facies di flysch che affiorano in questa zona del Ci¬
lento sono essenzialmente di due tipi : uno arenaceo-marnoso, rap¬
presenta la prosecuzione seriale in facies terrigena delle calcareniti
mioceniche trasgressive ed è quindi da considerarsi autoctono, almeno
relativamente ai massicci calcarei ; l’altro, calcareo-argilloso-arenaceo-
marnoso-conglomeratico, di età cretacico-paleogenica, costituisce il
«flysch del Cilento» (Selli 1962; Donzelli e Crescenti 1962;
Ietto, Pescatore e Cocco 1965: Pescatore 1966; Scandone
1967 ; Cocco e Pescatore 1968). I rapporti tra quest’ultimo flysch
e i massicci calcarei sono stati variamente interpretati da vari Autori :
Selli (1962) e Donzelli e Crescenti (1962) ritengono alloctoni
questi terreni e di provenienza tirrenica (coltri silentino-lucane). Per
Grandjaquet (1963) i massicci calcarei sono completamente sradicati
e poggiano sul «flysch». Per Cestari (1967) questa formazione ter¬
rigena poggia al di sopra dei massicci calcarei in regolare contatto
stratigrafico e in parte (la porzione d’età cretacico-paleogenica) è etero-
pica della facies carbonatica ed in parte rappresenta la prosecuzione
seriale del Miocene trasgressivo. Anche Richter (1967) ammette Pau-
toctonia di questi terreni che reputa trasgressivi sul Paleocene od

11

— 162 —

Eocene dei massicci calcarei. Per Sgrosso e Torre (1967) il « flysch
del Cilento » giace in coltre sulla serie carbonatica e generalmente
poggia sui flysch miocenico. Scandone (1967) riconosce Falloctonia
e la provenienza tirrenica di questi terreni e prospetta la possibilità che
si siano deposti nello stesso bacino della serie calcareo-silico-marnosa
lucana.

I tanto discussi rapporti tra « flysch dei Cilento » e massicci
calcarei sono, a mio avviso, particolarmente ben chiari su entrambi i

Fig. 2. — Dolomie lastriformi delFintervallo a. Cenomoniano

bordi della dorsale di M. Vesole: sul versante settentrionale e nord-
orientale infatti, data la generale pendenza degli strati verso N, affio¬
rano calcari del Cretacico superiore, calcari e marne del Paleocene-
Eocene e calcareniti mioceniche che passano gradualmente a flysch
arenaceo-marnoso, e quindi, in contatto tettonico, la parte basale del
«flysch del Cilento» (Formazione di S. Venere in Ietto, Pescatore
e Cocco 1965) di età cretacica (1). Il flysch miocenico interposto è

( 1) Anche i termini stratigraficamente più alti del « flysch del Cilento », a
quanto mi consta, non sorpassano FOligocene superiore o al massimo FAquitaniano
basale, pertanto è ulteriormente dimostrata, se mai ce ne fosse bisogno, la sovrappo-

— 163 —

generalmente caoticizzato e di spessore variabile da pochi metri ad
oltre cinquanta; in qualche caso è addirittura assente perchè comple¬
tamente (( piallato )) dalla coltre che può poggiare direttamente sulle
calcareniti mioceniche o addirittura su termini più bassi. Anche sul
versante meridionale della dorsale si ritrovano situazioni molto chiare
che ripetono l’andamento generale ; infatti faglie con andamento aU’in-
circa appenninico e con rigetti dell’ordine dei 500-1000 metri ribassano
i termini più alti della successione mettendo a contatto lembi più o
meno estesi di « flysch del Cilento » (spesso mescolati con elementi
di flysch miocenico) con calcari del Cretacico superiore ed inferiore.
Queste faglie provocano nella parte bassa del versante dei ben marcati
gradini morfologici sui quali in buona parte corre la strada Capaccio-
Magliano.

La successione stratigrafica affiorante a M. Vesole

La serie è stata campionata lungo il versante meridionale di M. Ve¬
sole a partire dalla strada Capaccio-Magliano (all’altezza del Km. 16,500
circa) sino alla piccola sella che sta poche decine di metri al di là
della cima.

La successione riscontrata è la seguente :

a) alternanze di calcareniti grigio-chiare ed avana a grana
sottile ed uniforme, dolomie e calcari dolomitici lastroidi e spesso lieve¬
mente bituminosi (le singole lastre si possono talora ridurre in lamine
molto sottili). In questo intervallo di serie sono intercalati rari livelli
conglomeratici con elementi a spigoli vivi delle dimensioni di pochi
centimetri cubi immersi in una abbondante matrice dolomitica ; in
qualche strato si riconoscono rari frammenti di gusci di rudiste. 50
metri circa. La microfacies riscontrata in questo tratto di serie è la
seguente :

Rhapydionina dubia De Castro, Cuneolina pavonia parva Hen-
SON, Chrysalidina cfr. gradata D’Orbigny, Fseudolituonella reicheli
Marie, Biconcava hentori Hamaoui (segnalata per la prima volta nel-
l’Appennino da De Castro 1966), Planispirina sp., Nummoloculina sp.,
Nezzazzata sp., « rotoline », Nubeculariidae, ostracodi.

b) alternanze di calcari variamente dolomitizzati con piste di
vermi, calcilutiti e calcareniti biancastre con frequenti veli argillosi

sizione tettonica di questi terreni che poggiano sul flysch miocenico la cui base
trasgressiva è in questa zona già d’età langhiana (Selli 1957).

164 —

alFinterno dello strato che conferiscono a questo materiale una specie
di (( reticolatura », dolomie lastriformi spesso bituminizzate e calcilutiti
grigio-chiare con selce in impregnazioni irregolari. Caratteristici sono
i calcari con piste di limivori perchè mostrano le testate degli strati
crivellate di buchetti del diametro intorno al centimentro, sulle facce
degli strati invece le piste sono talora evidenziate da tanti cilindretti
sinuosi un po’ schiacciati che appaiono incavati o lievemente in rilievo

Fig. 3. — Biconcava bentori Haaoui, sez, assiale e sez. perpendicolare all’asse
di avvolgimento circa 102 x . Cenomaniano.

sulla roccia perchè formati da dolomia più o meno facilmente solubile di
quella che forma il materiale incassante. Alcuni strati calcarenitici con¬
tengono numerosi gusci di bivalvi silicizzati che sono irregolarmente
sparsi nella roccia o, più raramente, giacciono isoorientati in letti
paralleli alla stratificazione. Nella parte alta di questo intervallo è
intercalato un livello di brecce con elementi a spigoli vivi o appena
smussati di dimensioni variabili sino a qualche decimetro cubo, sia i
clasti che la matrice sono intensamente dolomitizzati. La giacitura di
questo materiale non è del tutto chiara sia perchè vi sono alcuni piccoli
disturbi tettonici sia perchè l’esposizione non è buona, comunque esso
sembra formare un livello lentiforme, dello spessore massimo di 20

— 165

metri, non stratificato o mal stratificato che incide gli strati sottostanti ( 2).
60 metri circa. La mocrofacies riscontrata nei pochi campioni non
sterili di questo intervallo sostanzialmente non si discosta da quella
rinvenuta nei campioni delFintervallo sottostante;

Fig. 4. — Rhapydionina dubia De Castro, sez. perpendicolare all’asse di avvolgi¬
mento circa 102 x . Cenomaniano.

c) calcareniti a grana sottile dolomitizzate e con frequenti spal¬
mature bituminose alternate a calcareniti e calcilutiti avana contenenti
gusci di diceratidi che appaiono schiacciati ed isoorientati ; in alcuni

(2) Questo materiale per litologia e per giacitura ricorda analoghe brecce
descritte da Gozzetta (1963) nella Penisola Sorrentina e da questo Autore attribuite
alla presenza di faglie sinsedimentarie che creavano bruscamente piccole scarpate
provocando locali frane intraformazionali. in materiale in tutto o in parte diagenizzato.
Brecce di questo tipo sono state riscontrate dallo scrivente anche in terreni ceno-
maniani che affiorano a Pizzo S. Michèle (Monti Mai) associate a calcari e dolomie
lastriformi, bituminose e con noduli di selce contenenti resti di piante e di pesci.
Da notare che queste facies conglomeratiche sono state riscontrate soprattutto nel-
Fambito delFAlbiano-Cenomaniano ; ritengo, in accordo con D’Argenio (1963),
che esse rispecchino eventi della tettonica cretacica che hanno provocato in alcune zone
dell’Appennino centro-meridionale una lacuna stratigrafica marcata da bauxiti. Anche
nella zona di transizione prospiciente alla fossa lucana si hanno nelFAlbiano-
Cenomaniano bruschi cambiamenti di facies (Sgrosso 1967).-

166 —

strati calcilutitici con spalmature argillose sono presenti piste di limivori.
(120 metri circa). La microfacies è costituita da:

M oncharmoìitia apenninica De Castro ; Cuneolina pavonia parva
Henson, Cuneolina sp., IValvulaiiiìiiina sp., « rotaline », foraminiferi
a guscio calcareo perforato, Miliolidae, Textularidae, Lituolidae, Thauma-

Fig. 5. — Calcari dolomitici con impronte di limivori. Intervallo b. Cenomaniano.

toporella parvovesiculifera Raineri, Aeolisaccus kotori Radoicic,
ostracodi ;

d) calcareniti a grana sottile e calcilutiti nocciola con rudiste
per lo più in frammenti ; gli strati sono spesso dolomitizzati e con
frequenti splamature bituminose. 50 metri circa. La microfacies sostan¬
zialmente non si discosta da quella rinvenuta nei campioni dell’intervallo
sottostante, in più è stata riconosciuta Nummoloculina sp. e sono risultati
molto più frequenti Moncharmontia apenninica De Castro, i forami¬
niferi a guscio calcareo perforato e Aeolisaccus kotori Radoicic;

e) ripetute alternanze di calcareniti e calcilutiti talora dolomi-
tizzate e con frequenti e diffuse impregnazioni bituminose, dolomie e

— 167 —

calcari dolomitici laminati, caicilutiti grigio-chiare con frammenti di
rudiste e rara selce in piccole impregnazioni irregolari. Nella parte alta
di questo intervallo piccole sacche lentiformi di argille bauxitiche rosse
e giallastre formano un livello discontinuo potente ai massimo 150 cm. ;
alcuni strati calciruditici con abbondanti frammenti nerastri a spigoli

Fig, 6. — Microfacies a M oncharmontia apenninica De Castro, circa 33 x . Senoniano.

vivi chiudono l’intervallo. 250 metri circa. La microfacies è costi¬
tuita da :

Accordiella conica Farinacci, Rotorhinella scar sellai Torre, Num~
moloculina robusta Torre, M oncharmontia apenninica De Castro,
Cuneolina pavonia parva sp., ?V alvulammina sp., Rhapydionina sp.,
Globotruncana sp., « rotalina », nubecularine, foraminiferi trocoidi a
guscio calcareo perforato, Miliolidae, Textularidae, Lituolidae, Globigeri-
nidae, ostracodi, Thaumatoporella parvovesicidifera Raineri, Sgrossoella
parthenopeia De Castro, Aeolisaccus kotori Radoicic, oogoni di caracee
dasycladace.

f) ripetute alternanze di calcareniti a grana sottile ed omogenea
di colore avana scuro e nocciola localmente bituminizzate, calcari dolo¬
mitici grigi e calcareniti grigio-chiare con numerosi resti di rudiste in

— 168 —

strati e banchi potenti sino a 4 metri. 180 metri circa. La microfacies
è costiuita, oltre che dalle forme già eitate per Fintervallo precedente, da :

P seudolituonella sp., Rotalia sp., Niimmoloculina sp., in quest’in¬
tervallo è inoltre partieolarmente frequente Sgrossoella parthenopeia De
Castro le cui prime forme sono state riscontrate negli ultimi cam¬
pioni dell’intervallo precedente ;

Fig. 7. — Microfacies a Sgrossoella parthenopeia De Castro, circa 45 x . Senoniano.

g) dopo un livello calciruditico a matrice calcarenitica si passa
bruscamente a delle calcareniti grossolane glauconitiche ; al passaggio,
che è brusco e avviene secondo una superficie molto irregolare, si ritro¬
vano talora sacche lentiformi di spessore fino ad un metro di materiale
calciruditico poco cementato con matrice argillosa gialla e verdastra.
Alle calcareniti grossolane glauconitiche, che affiorano per circa due
metri, seguono calcari lastriformi spesso fogliettati e più o meno bitu¬
minosi contenenti talora abbondanti e ben conservati resti di Crostacei
decapodi, probabili osterie e piccoli turriculati (Scorziello e Sgrosso
1965). A questo materiale sono intercalati rari strati calcarenitici in

— 169 —

sottili livelli lentiformi. 40 metri circa. La microfacies riscontrata è
la seguente :

Spirolina sp,, Rotalia sp., « rotaline », foraminiferi a guscio cal¬
careo perforato, Nubecidarinae, Trochamminidae, Ophthalmidiidae, Mi-
liolidae, oogoni di caracee;

h) calcilutiti biancastre e grige con selce prima in impregna¬
zioni irregolari poi in sottili liste allungate parallele alla stratificazione,

Fig. 8, — Microfacies a caracee, circa 22 x . Senoniano.

calcilutiti grigio-chiare d’aspetto « ceroide » con, nella parte alta, « fiam-
ime » arrossate e spalmature di argille rosse. 70 metri circa. Nei
campioni esaminati la microfacies è costiuita da:

(( Rotaline », foraminiferi a guscio calcareo perforato, Miliolidae,
frustuli ed oogoni di caracee;

i) dopo un livello conglomeratico con elementi variamente ar¬
rotondati e matrice argillosa rossa e verdastra che riempie una superficie
erosa, affiorano calcilutiti e calcareniti biancastre alternate a strati con¬
glomeratici e pseudoconglomeratici a matrice argillosa e marnosa verde
e a strati di marne più o meno calcaree. Nella parte bassa deU’intervallo
prevalgono i termini conglomeratici e marnosi, mentre nella parte media

— 170 —

Fig. 9. — Microfacies ad Alveoline, Peneroplidi e Miliolidi, circa 10 x . Paleocene
superiore.

Fig. 10. — Microfacies a Spiroline, « rotaline » e Miliolidi, circa 22 x , Paleocene

superiore.

— 171 —

e superiore prevalgono le carcareniti; sono presenti in tutto Fintervallo
rare sacche e lenti di argille rosse e giallastre. 1 macrofossili più fre¬
quenti sono dei piccoli turricolati, qualche strato è ricco di resti di
lamellibranchi a guscio spesso e lievemente cuoriforme. 100 metri
circa. La microfacies riscontrata è la seguente *.

Coskinolina cfr, lihurnica ( Stache), Spirolina spp., Rhapydionina
sp., N ummoloculina sp., Spiroloculina sp., Alveolina sp., « rotaline »,
Nubecularinae, foraminiferi a guscio calcareo perforato, Ophthalmidiidae,
Miliolidae, Valvulinidae^ Lituolidae, Ostracodi, Thaumatoporella parvo-
vesiculifera Raineri, oogoni di Characeae, Dasycladaceae ;

1) dopo un livello di argille rosso-vinaccia e giallastre talora con
noduletti bauxitici, fortemente lenticolare (3) (non eccezionalmente rag¬
giunge lo spessore di 4 metri), affiorano calcareniti glauconitiche grige
ed avana con Pecten e Scutella. (10 metri circa). La microfacies riscon¬
trata è la seguente :

Miogypsina sp., Lepidocyclina sp., Operculina sp., Amphistegina
sp., Lagenidae^ Globi gerinidae.

Lo spessore dei primi quattro intervalli di serie descritti è di difficile
valutazione perchè gli strati pendono lievemente a franapoggio e perchè
l’esposizione non è delle migliori, pertanto le cifre indicate per ciascuno
di essi sono da ritenersi del tutto indicative ; molto più attendibili sono
gli spessori riportati per i rimanenti intervalli malgrado la presenza di
alcuni disturbi di piccola entità di cui si è cercato di tener conto.
In questa parte di serie più regolarmente applicata gli strati immergono
mediamente verso N 30 W con pendenza di circa 20°.

Le facies descritte, a quanto si è potuto constatare, mantengono
inalterate, o con trascurabili variazioni, le loro caratteristiche litologiche
anche spostandosi lateralmente per alcuni chilometri, gli intervalli h
ed i invece rappresentano una facies del tutto locale estesa orizzontal¬
mente per poco più di duecento metri : i calcari fogliettati bituminosi
riccamente fossiliferi e le calcilutiti biancastre con selce sembrano pas-

(3) Talora questo livello può mancare, come per esempio nei pressi di Tren-
tinara a monte della strada Capaccio-Magliano, circa al Km 13.800, dove direttamente
sugli ultimi strati paleocenici si hanno numerosi fori di Litodomi riempiti dalle cal¬
careniti glauconitiche mioceniche e numerose ostriche, affiora poi un conglomerato
costituito da blocchi calcarei del substrato di dimensioni sino ad alcuni metri cubi
immersi in una matrice calcarenitica con miogipsine. La presenza di questo materiale
dimostra, come già riscontrato nella Penisola Sorrentina (Scandone e Sgrosso 1965),
che durante Tingressione del mare miocenico dovevano esistere vere e proprie scar¬
pate di falesia.

— 172 —

Fig. 11. — Microfacies ad Ostracodi, « rotaline » e Spiroline, circa 22 x. Paleocene
superiore.

Fig. 12. — Microfacies a Koskinolina cfr. liburnica (5tache) e Spiroline, circa 22 X.
Paleocene superiore-Eocene.

173 —

sare lateralmente ( 4) a calcareniti avana con rari frammenti di rudiste,
nelle zone di passaggio si possono trovare piccole sacche di argille rosse.
Poiché i due intervalli suddetti rappresentano una facies particolare
della successione cretacica e quindi non possono essere rappresentativi
di questa, è stata eseguita una piccola campionatura in serie al di sotto
dell’equivalente dell’intervallo l per avere un quadro più completo del
Cretacico superiore di questa zona. La campionatura è stata effettuata

Fig. 13. — Microfacies a Miogipsina, circa 22 x . Langhiano.

al di sotto della strada per Magliano (all’altezza del Km 13,800) par¬
tendo da 450 m di quota sino alla strada stessa. In questa zona, che
rappresenta un blocco ribassato per faglia rispetto alla cresta di M. Ve-
sole, affiora la parte più alta del Cretacico superiore quindi, al di sopra
della strada, il Paleocene e poi il Miocene. La successione litologica
riscontrata è la seguente :

m) alternanze di calcareniti grige ed avana e di dolomie e calcari
dolomitici grigio-scuri : le dolomie sono spesso lastriformi ; nella parte

(4) Questi passaggi non sono moito evidenti per la presenza di alcuni piccoli
disturbi tettonici.

— 174 —

bassa affiorano frequenti livelli di brecce a piccoli elementi con spigoli
vivi : sia gli elementi che la matrice sono nettamente dolomitizzati ; a
più altezze sono intercalati livelli calcarei e dolomitici con spalmature
bituminose. In tutto Fintervallo seriato sono abbastanza frequenti le
rudiste, nella parte bassa però i gusci di questi lamellibranchi formano
dei veri e propri banchi biostromali. Nella parte superiore della zona
campionata al di sotto del conglomerato che segna la trasgressione paleo¬
cenica prevalgono delle calcilutiti biancastre con « fiamme » di mate¬
riale arrossato e piccole impregnazioni manganesifere. Lo spessore cam¬
pionato si aggira intorno ai 130 metri. La microfacies riscontrata è
costituita da :

Accordiella conica Farinacci, Rotorbinella scarsellai Torre, Num-
moloculina robusta Torre, Keramosphaera tergestina (Stache), Mon-
charmontia apenninica De Castro, Moncharmontia apenninica var.
compressa De Castro, Rhapydionina liburnica (Stache), Barkerina sp.,
Hauerina sp., Pseudolituonella sp., Nummo fallotia sp., Rotalia sp., Glo-
botruncana sp.. Cuneolina spp., Dicyclina spp., a rotaline », foraminiferi
trocoidi a guscio calcareo perforato, miliolidi, textularidi, vulvulinidi,
oftalmididi, lituolidi, ostracodi, Sgrossoella parthenopeia De Castro,
Thaumatoporella parvovesiculifera (Raineri), Aeolisaccus kotori Ra-
DOICIC.

Fig. 14 — Keramosphera tergestina (Stachei), circa 15 x, Senoniano.

175 —

Considerazioni stratigrafiche

Dall’esame delle microfacies riscontrate nella successione descritta
si è potuto accertare che in essa sono rappresentati tutti i piani del
Cretacico superiore dal Cenomaniano al Senoniano, il Paleocene supe¬
riore (Eocene?) ed infine il Miocene.

Per la suddivisione del Cretacico superiore si sono seguiti i criteri
stratigrafici esposti in De Castro (1966 b).

Il Cenomaniano, presente nei primi due intervalli di serie cam¬
pionati, è caratterizzato dalla presenza di : Rhapydionina dubia De
Castro, Biconcava hentori Hamaoui, Chrysalidina cfr. gradata D’Or-
BiGNY, Planispirina sp.

Nel Turoniano, presente negli intervalli c e d, scompaiono le forme
caratteristiche citate nel Cenomaniano e le microfacies si presentano
del tutto impersonali. Di un certo interesse è la comparsa nella parte
alta dell’intervallo c di alcuni individui di Moncharmontia apenninica
De Castro che diventano però molto più numerosi e di dimensioni
maggiori soltanto nei tre intervalli successivi.

Ben caratterizzato è il Senoniano presente negli intervalli e ed f;
il cui inizio si fa coincidere con la comparsa di Accordiella conica
Farinacci. Le altre forme di importanza stratigrafica riscontrate nei
terreni di questo piano sono Moncharmontia apenninica De Castro
che ora si presenta con numerosi individui ben sviluppati, Rotorbinella
scarsellai Torre, Nummoloculina robusta Torre e Sgrossoella parthe-
nopeia De Castro. Quest’ultima specie istituita recentemente (De Ca¬
stro 1968) è una nuova cloroficea appartenente al sottordine delle
clorodendrine ; essa riveste una notevole importanza stratigrafica in
quanto permette di suddividere la potente pila di sedimenti senoniani
in due porzioni : una inferiore in cui essa manca o è al più molto
rara, ed una superiore in cui è riscontabile invece con notevole fre¬
quenza.

Malgrado la presenza di alcune forme attribuite a Rhapydionina^
non è possibile stabilire con sicurezza se nella parte alta dell’inter¬
vallo / sia già rappresentato il Maastrichtiano (zona a Laffiitteina marsi-
cana Farinacci e Rhapydionina liburnica (Stache) in Farinacci 1965).

Per quanto riguarda i livelli fogliettati con Crostacei decapodi com¬
presi negli intervalli h ed i che in un precedente lavoro (Scorziello
e Sgrosso 1965) erano stati attribuiti alla Formazione di Trentinara,
per la presenza di Spirolina sp., si possono fare alcune considerazioni:

176 —

a) essi sono compresi tra due trasgressioni (i livelli basali del¬
l’intervallo h e dell’intervallo l vengono interpretati come conglomerati di
trasgressione) ;

b) in essi non sono presenti forme esclusivamente cretaciche,
sono invece presenti forme quali Spirolina, Rotalia, trocamminidi e nu-
becolaridi che presentano una forte affinità paleocenica ;

c) le variazioni nella microfacies rispetto agli strati sottoposti
sicuramente senoniani possono essere dovute al particolare ambiente
(probabilmente lagunare) piuttosto che ad un cambiamento d’età.

Per cercare di risolvere indirettamente il problema si è effettuata
una fitta campionatura in una pila di strati di oltre cento metri di
spessore al di sotto del livello trasgressivo (5) della Formazione di Trenti-
nara in una zona quanto più vicina possibile alla cresta di M. Vesole
(intervallo m). La microfacies riscontrata e la costante presenza di Ru-
diste in questo pacco di strati, che possiamo ritenere eteropico degli
intervalli h ed i, lo fanno senz’altro ritenere d’età senoniana e proba¬
bilmente maastrichtiana per la presenza di Rhapydionina liburnica
( Stache). Di un certo interesse inoltre è il ritrovamento in esso di un li¬
vello a Keramosphera tergestina (Stache). Non tutti gli Autori sono d’ac¬
cordo sulla posizione stratigrafica di questa forma (vedi Devoto 1964) che
è stata ritrovata in terreni di età variabile dal Turoniano al Daniano ;
nello spezzone di serie in esame essa forma un livello riconoscibile
anche macroscopicamente circa 100 metri al di sotto della trasgressione
paleocenica ( 6).

Ritengo pertanto che i livelli fogliettati contenenti Crostacei e
quelli sovrastanti sottoposti alla trasgressione del Paleocene superiore
siano da attribuire alla parte alta del Senoniano forse al Maastrichtiano
e che le variazioni niicrofaunistiche siano legate essenzialmente a varia¬
zioni di facies. Non si può però escludere che questi due intervalli di
serie h ed i appartengano già al Paleocene inferiore o comunque alla
porzione più alta del Senoniano (porzione sino ad ora non conosciuta
nell’Appennino campano) e rappresentino pertanto una ristretta zona
in cui, dopo una locale emersione, sia ripresa la subsidenza, quindi la
sedimentazione, mentre nei dintorni vi erano terre emerse.

(5) Per quanto si è potuto vedere in quasi tutta la dorsale di M. Vesole
la base della trasgressione paleocenica è marcata da un caratteristico livello con-
giomeratico molto ricco di alveoline.

(6) Anche circa 70 metri al di sopra di questo livello è stata riconosciuta qualche
forma attribuibile a Keramosphera tergestina (Stache).

— 177 —

Per le considerazioni stratigrafiche riguardanti la Formazione di
Trentinara ed il Miocene trasgressivo rimando a Selli (1957, 1962) e
a Sartoni e Cresenti (1963).

Conclusioni

Le caratteristiche essenziali che differenziano la successione del
Cretacico superiore riscontrato al M. Vesole da quelle tipiche delle
facies carbonatiche di piattaforma delFAppennino campano-lucano sono :

1) maggiore frequenza dei livelli calcarei e dolomitici lastriformi,
spesso bituminosi tra cui alcuni particolarmente fossiliferi (strati a Cro¬
stacei decapodi) ;

2) discreta presenza della selce nei calcari ;

3) presenza di livelli calcarei e dolomitici con impronte di
limivori ;

4) presenza nella parte alta della successione di sporadiche sac¬
che di argille rosse e giallastre.

Alcune di queste caratteristiche sono precipue di ambienti di sedi¬
mentazione a bassa o bassissima energia cinetica, spesso non sufficiente-
mente ossigenati. La presenza di sacche e lenti di argille residuali do¬
vrebbe testimoniare la vicinanza di terre emerse.

Queste facies di mare molto sottile, con probabili episodi lagunari
sono documentate inoltre dalla quasi costante presenza di Ostracodi a
carapace liscio, dai livelli a « rotaline » e ad oogoni di Caracee presenti
a più altezze nella successione campionata.

Dall’esame sia pure sommario delle caratteristiche litologiche e
delle microfacies riscontrate nella successione cretacica descritta si può
dedurre che, neU’ambito della piattaforma carbonatica, cioè neU’ambito
di una successione di retroscogliera (De Castro 1966, D’Argenio
1966) il M. Vesole doveva occupare una zona ancora più riparata perchè
più accostata alle barriere che impedivano o rallentavano gli scambi
diretti con il mare aperto. Piccole oscillazioni del livello del mare
potevano causare locali emersioni.

Una emersione di carattere più generale e di sensibile durata pre¬
cede Fingressione del Paleocene superiore. 1 terreni della Formazione
di Trentinara dimostrano condizioni ambientali sostanzialmente non
variate rispetto a quelle del sottostante Cretacico superiore.

Una successiva generale emersione interessa quasi tutta la piatta¬
forma carbonatica per buona parte del Paleogene, riprende quindi la

12

— 178 —

subsidenza e su di un substrato non prefettamente uniforme si instau¬
rano condizioni marine con sedimentazione prevalentemente carbonatica
che gradualmente e contemporaneamente ad un progressivo approfon¬
dimento del bacino, evolve verso facies di flysch per l’arrivo di mate¬
riale terrigeno.

La sedimentazione del flysch miocenico è troncata dall’arrivo delle
coltri alloctone.

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Microfauna bathoniana del M. Alpi

Nota del Socio E. LUPERTO SINNI

(Tornata del 25 ottobre 1968)

Riassunto. — L’autore riferisce circa il rinvenimento in alcuni campioni di
roccia prelevati sul versante occidentale del M. Alpi alla q. 1350 m circa sul livello
del mare, di una microfauna del Bathoniano superioi'e costituita da :

Kilianina hlancheti Pfender, Meyendorffiiia hathonica Aurouze & Bizon, Orbi-
tammina elliptica (d’AncHiAc), Pfenderina salernitana Sartoni & Crescenti, Pfen-
derina trochoidea Smout & Sugden, Pseudocy cium mina lituus (Yokoyama), Rhapi-
dionina sp., Protopeneroplis striata Weynschenk, Nautiloculina oolithica Mohler,
Trocholina elongata Leupold & Bigler, ecc.

Per le forme più importanti rinvenute viene data la sinonimia, le indicazioni
più significative circa la distribuzione geografica e stratigrafica e vengono aggiunti
alcuni risultati di personali osservazioni sulla struttura interna.

Resumé. — L’étude micropaléontologique de quelques écliantillons provenant d’un
niveau calcaire qui effleure sur le versant Occidental du M. Alpi (q. 1350 m. environ au-
dessus du niveau de la mer), a permis d’observer une microfaune du Bathonien
superieur composée de :

Kilianina hlancheti Pfender, Meyendorffina hathonica Aurouze & Bizon, Orbi-
tammina elliptica (d’ARCHiAc), Pfenderina salernitana Sartoni & Crescenti, Pfen¬
derina trochoidea Smout & Sugden, Pseudocy clammina lituus (Yokoyama), Rhapi-
dionina sp., Protopeneroplis striata Weynschenk, Nautiloculina oolithica Mohler,
Trocholina elongata Leupold & Bigler, ecc.

On donne pour les formes les plus interessantes leur sinonimie, les notices les
plus significati ves sur leur répartition stratigrapbique et geographique et on ajoute
des résultats d’observations personnelles concernantes leur structure interne.

— 182 —

Durante lo studio micropaleontologico di campioni di roccia prelevati
in serie in un’area posta entro i limiti della Tav. 211 III NO « Latro-
nico » e comprendente il M. Alpi (*), ho potuto compiere numerose
osservazioni su microfaune giurassiche assai interessanti. Di particolare
importanza mi è parso il rinvenimento di un’associazione microfaunistica,
sicuramente riferibile al Bathoniaiio superiore, in alcuni campioni di
calcare grigio raccolti sul versante occidentale del M. Alpi, alla quota
di m 1.350 circa s.Lm. La tanatocenosi di questi campioni si è rivelata
infatti eccezionalmente ricca per numero di specie rappresentate e quan¬
tità di individui presenti : alcune specie, di indiscusso valore cronostra-
tigrafico, hanno appunto permesso l’attribuzione al Bathoniano superiore
della serie dalla quale provengono i campioni stessi.

Come è noto, Sartoni & Crescenti (1962) hanno già riferito su
studi condotti su microfaune del M. Alpi e, in particolare, su quella della
« Cenozona a Pfenderina salernitana » riferita al Bathoniano. Ritengo
tuttavia utile aggiungere ai dati già pubblicati da questi autori i risul¬
tati emersi dai miei studi, al fine di contribuire ad una migliore cono¬
scenza delle microfaune giurassiche dell’ Appennino meridionale.

Poiché i campioni di roccia esaminati erano di calcare grigio piut¬
tosto compatto, e quindi risultava impossibile isolare i fossili in essi
contenuti, lo studio micropaleontologico è stato condotto esclusivamente
su sezioni sottili.

Al microscopio, tali sezioni hanno mostrato una microlitofacies costi¬
tuita da micrite calcarea opaca e molto scura, con numerosi intraclasti,
riccamente fossilifera.

Sono state osservate le seguenti specie :

Kilianina blancheti Pfender, Mejendorffina bathonica Aueouze &
Bizon, Orhitammina elliptica (d’ARCHiAc), Pfenderina salernitana Sak-
TONi & Crescenti, Pfenderina trochoidea Smout & Sugden, forme di
passaggio del gruppo Pfenderina neocomiensis - Pfenderina trochoidea,
Pseudocyclammina lituus (Yokoyama), Rhapidionina sp., Protopenero-
plis striata Weynchenk, N autiloculina oolithica Mohler, Trocholina
elongata Leupold & Bigler, varie specie di Trocholina, Ammohacu-
lites sp., Nodosaria sp., Frondicularia sp., Textularidae, V alvulinidae e
T rochamminidae.

Sono inoltre risultati presenti Ostracodi, Spugne, piccoli Coralli,
piccoli Gasteropodi, frammenti di Lamellibranchi, radioli di Echini.

(*) Ringrazio il Doti. P. Pieri che ha raccolto i campioni da me studiati e che
in una nota di prossima pubblicazione riferirà sul rilevamento geologico della zona.

— 183 —

Sono presenti anche molte Alghe i oltre a quelle non determinabili,
si possono osservare Thaumatoporella parvovesiculifera Raineri, Sellipo-
rella donzella Sartoni & Crescenti, Cayeuxia sp.

Le forme rinvenute sono tutte abbastanza conosciute. Solo per quelle
più importanti riporterò, quindi, la sinonimia e le indicazioni più signi¬
ficative sulla distribuzione geologica e stratigrafica ; per alcune fra queste,
aggiungerò anche qualche cenno sui risultati di personali osservazioni.

Kilianina blancheti Pfender

Organismo indeterminato — Kilian & Hovelaque, 1900, Microphoto, tav. 9, fig. 2.
Kilianina blancheti — Peender, 1933, Ann. Univ. Grenoble, n. s., Sect, Se. e Med.,
voi. 10, n. 1-2, pp. 245-252, tav. 1, fig. A-K ; tav. 2, figg. 1-2; tav. 2, fig. 3
da Kilian & Hovelaque.

Kilianina blancheti Pfender — Blanchet, 1936, Trav. Lab. Géol. Univ. Grenoble,
tav. 9, figg. 1-2.

non Kilianina sp. — - Henson, 1948, Larger imperforate ecc., pag. 70, tav. 4, fig. 12.
non Kilianina sp. — Aurouze & Bizon, 1956, Boll. Soc. Géol. Franco, pp. 221-225,
tav. 10, figg. 1-4 e 6.

Kilianina blancheti Pfender — Aurouze & Bizon, 1958, Rev. de Micropai., p. 70,
tav. 1, figg. 1-12; tav. 2, figg. 8-9.

Kilianina blancheti Pfender — De Castro, 1963, Boll. Soc. Nat. in Napoli, pp. 93-95,
tav. 1, figg. 3-5.

Kilianina blancheti Pfender — Foury & Vincent, 1967, Ecl. Geol. Helv., p. 35,
tav. 1, figg. 1-15, fig. 1 e 2 nel testo.

Osservazioni. — Recentemente Foury & Vincent, esaminate nu¬
merose sezioni sottili orientate (ottenute da parecchie centinaia di indi¬
vidui isolati) hanno condotto la revisione del genere Kilianina e descritto
dettagliatamente la forma e la struttura della specie Kilianina blancheti
Pfender,

Le due autrici hanno distinto due forme dalPaspetto ben differente ;
una, megalosferica, con guscio a cono acuto e base subcircolare, e una
microsferica, con guscio dissimmetrico, a base ovale e apice arrotondato.

Ambedue le forme sono presenti nei campioni del M. Alpi. Negli
individui megalosferici il guscio ha all’inizio un avvolgimento elicospi¬
ralato ; il primo giro risulta formato dal proloculus, da una deuteroconca
e da altre due logge, mentre i tre giri successivi appaiono formati da
un numero crescente di camere. Negli individui microsferici il guscio
presenta ugualmente una parte iniziale ad avvolgimento elicospiralato *.
dopo il proloculus, una deuteroconca e 5 o 6 camere formano il primo
giro, mentre 10 camere formano il secondo giro. Negli individui di

— 184 —

ambedue le forme, allo stadio iniziale, segue uno stadio adulto unise-
riato ; quello giovanile ( ad avvolgimento spiralato) è formato da camere
basse, non suddivise, mentre quello adulto (uniseriato) ha logge che
perifericamente si suddividono in loggette a disposizione radiale e nella
zona centrale presentano una struttura complessa. Nella porzione adulta
è infatti sempre possibile distinguere una zona marginale ed una zona
centrale.

Le loggette radiali periferiche mostrano esternamente, sulla super¬
ficie erosa del guscio, una sezione a forma di losanga : esse sono disposte
le une accanto alle altre nello stesso piano, ma si alternano in piani

successivi.

Ogni loggetta è formata dalla lamina basale (il pavimento) della
camera originaria che si incurva verso il basso nella parte mediana ed
esterna di ciascuna di esse e si innalza invece nella parte più interna
e ai lati, dove forma lembi rialzati. I due lembi laterali si congiungono
con quelli (analogamente formati) delle loggette adiacenti e, contempo¬
raneamente si saldano alla lamina basale della camera precedente, in
corrispondenza delle zone nelle quali questa forma i pavimenti delle
loggette sovrapposte alternanti. Il lembo più interno invece, rialzandosi,
si avvicina, senza saldarsi, alla lamina basale della camera precedente.

Le loggette così formate hanno pertanto lume che progressivamente
si restringe verso la parte più interna (le sezioni delle loggette, infatti,
appaiono sempre più piccole in tagli paralleli all’asse di avvolgimento e
via via più profondi). Esse terminano insomma verso l’interno (laddove
la lamina basale si avvicina alle loggette superiori alterne) in corti canali,
attraverso i quali si stabiliscono le comunicazioni tra le loggette stesse
e la zona centrale.

Perforazioni oblique, che attraversano le zone di giuntura delle
lamine basali di logge sovrapposte, permettono invece le comunicazioni
tra loggette di piani successivi.

L’interpretazione delia zona centrale risulta piuttosto difficile ; essa
è resa ancora più problematica dalla presenza di un riempimento secon¬
dario di materiale scuro. Tuttavia, nelle sezioni oblique rispetto all’asse
di allungamento, e ancora meglio in quelle perpendicolari, è possibile
osservare l’esistenza di tabule orizzontali, non sempre perfettamente piane,
attraversate da perforazioni. Da ognuna di queste tabule si elevano
espansioni laminari verticali che raggiungono la tabula precedente. Que¬
ste espansioni, collegandosi fra loro sullo stesso piano, delimitano degli
alveoli e formano un reticolo che, nelle sezioni assiali in particolar
modo, si presenta come un ammasso di pilastri.

— 185 —

Mi pare possibile ammettere che le tabule orizzontali, in forma di
piastre cribrate, abbiano la funzione di facce aperturali.

Di conseguenza, le comunicazioni fra i vari elementi strutturali e
fra questi e Festerno si effettuano quasi certamente nel modo seguente :

le loggette di uno stesso piano, che non sono tra loro comunicanti,
comunicano (come si è visto) con quelle, alternanti, del piano precedente.
Nessuna loggetta comunica con l’ambiente esterno. Ogni loggetta comu¬
nica con la zona centrale « labirintica » del guscio attraverso un piccolo
canale, formatosi nella sua parte più profonda (ed in alto). Dalla zona
centrale i contatti con l’esterno si stabiliscono mediante le piastre aper¬
turali cribrate.

In effetti, per quanto riguarda le comunicazioni tra le camerette,
nelle sezioni tangenziali si possono osservare le perforazioni oblique,
che mettono in contatto le camerette alterne di giri successivi. Nelle
sezioni trasversali è possibile, d’altra parte, identificare la traccia delle
perforazioni nei tratti scuri che bordano le pareti delle camerette (la
sezione trasversale taglia evidentemente in maniera obliqua i canalicoli
attraverso i quali si stabiliscono le comunicazioni). Infine, in alcune se¬
zioni longitudinali nelle pareti delle loggette si possono osservare due
o tre pori che attraversano queste ultime.

Le piastre aperturali cribrate sono ben osservabili quando le sezioni
trasversali passano proprio per esse (attraversano insomma singole tabule
orizzontali). Nelle sezioni assiali, d’altra parte, è possibile vedere le
varie tabule che formano la zona centrale e, i « pilastri », fra esse
interposti, che formano il reticolo interno.

Devo osservare che le forme qui riferite a Kilianina blancheti pre¬
sentano una struttura della parete del tutto analoga a quella osservata
da Reichel (1958) negli esemplari di Aurouze & Bizon. Nella parete
degli individui studiati è infatti possibile osservare una fine striatura
perpendicolare alla superficie del guscio. Adoperando un forte ingrandi-
meno (è sufficiente ingrandire x 100) questa striatura risulta partico¬
larmente evidente in alcune sezioni di individui ben conservati.

La striatura, corrispondente ai sottili spazi chiari, sembra dovuta
alla presenza di pori secondariamente riempiti da calcite cristallina.

Distribuzione geografica e stratigrafica. — Gli esemplari della Pfen-
DER provengono dal Bathoniano delle Hautes-Alpes e quelli della colle¬
zione Blanchet (così come quelli studiati da Aurouze & Bizon) dal
Dogger delle Montagne d’Escreins, regione di Guillestre. Forme riferite
con qualche dubbio a Kilianina sono state osservate da Nouet (1958)

— 186 —

nei calcari detritici del Bathoniano superiore dei sondaggi eseguiti nella
parte ovest del bacino di Parigi (tra la bassa Normandia e Boulonnais).
Forme ugualmente ritenute appartenenti al genere Kilianina sono state
trovate da Dufaure (1958) in terreni del Bathoniano superiore del-
l’Aquitania (Serie di Perigord). La specie è stata ritrovata in seguito
in Italia da De Castro (1963) nel Bathoniano (« cenozona a Pfende-
rina ») della Penisola Sorrentina (Monti Lattari). 11 ritrovamento di
questa forma è stato citato inoltre da Maync (1966) nel Bathoniano
superiore di Israele ( Heletz-Negba shale). Foury & Vincent (1967)
hanno infine esaminato esemplari della forma stessa in materiale prele¬
vato nelle vicinanze della località tipo (Massiccio di La Fonct Sancte,
regione di Guillestre).

La presenza della specie, insieme a Meyendorffina hatonica Aurouze
& Bizon e Orbitammina elliptica (d’ARCHiAc) sembra strettamente
limitata al Bathoniano superiore. Appare molto probabile che con il
progredire delle ricerche, ulteriori ritrovamenti vengano segnalati in tutto
il bacino del Mediterraneo.

Meyendorffina bathonica Aurouze & Bizon

Kilianina sp. — Aurouze, Bellon, Bizon & Journel, 1956, Bull. Soc. Géol.

France, voi. 6, pp. 221-225, tav. 10, figg. 1-4 e 6.

Meyendorffina bathonica — Aurouze & Bizon, 1958, Rev. de Micropai., voi. 1, n. 1,
p. 72, tav. 2, figg. 1-7 e 9; tav. 3, fig. 3.

Meyendorffina bathonica Aurouze & Bizon — Maync, 1961, Rev. de Micropai.,
voi. 4, n. 1, tavv. 2, fig. 1 testo.

Meyendorffina bathonica Aurouze & Bizon — Sartoni & Crescenti, 1962, Gior¬
nale di Geologia (Bologna), pp. 285-287, tav. 15, fig. 2; tav. 17, fig. 1; tav.

50, fig. 6 e 9.

Meyendorffina bathonica Aurouze & Bizon — Farinacci & Radoicic, 1964, La
Ricerca Scientifica (Roma), rendiconti, voi. 7, n. 2, s. 2, p. 273, tav. 4, fig. 2.
Meyendorffina bathonica Aurouze & Bizon — Delance, Rev. de Micropai., voi.
7, n. 3, p. 220, tav. 1, figg. 1-4.

Meyendorffina bathonica Aurouze & Bizon — Maync, 1966, Geol. Survey of Israel,
Bull. n. 40, pp. 1-56, tavv. 2, figg. 7-12.

Osservazioni. — La specie istituita da Aurouze & Bizon (1958),
è stata presa in esame recentemente da Delance (1964).

Nelle forme del M. Alpi il guscio all’incirca conico, inizia con
uno stadio giovanile nel quale le camere, che succedono ad un prolo-
culus sferico, prendono un avvolgimento pianospiralato. Segue lo stadio
adulto con camere discoidi, in disposizione uniseriale. Le eamere dello
stadio adulto sono divise perifericamente in loggette a mezzo di setti

— 187 —

verticali, radiali ; alFinterno è presente una zona con strutture in genere
poco osservabili a causa del riempimento secondario di materiale scuro.
Le loggette della zona marginale sono a disposizione alterna su piani
successivi ; esse mostrano sulla superficie erosa del guscio una sezione
quadrangolare .

La zona interna è verosimilmente caratterizzata da tabule orizzon¬
tali, separanti tra loro le camere. Queste tabule sono collegate tra loro
verticalmente da pilastri che formano neU’interno un fitto reticolo. Le
tabule orizzontali corrispondono a piastre aperturali cribrate.

Le comunicazioni tra i vari elementi del guscio e tra questi e
Festerno si avrebbero in maniera analoga a quanto avviene in Kilianina.
In Meyendorffina tuttavia sarebbero possibili comunicazioni tra came¬
rette dello stesso piano. Inoltre le comunicazioni tra camerette alterne
di piani successivi si realizzerebbero mediante aperture, in forma di pori,
poste sul pavimento (e non sulle pareti laterali di ogni singola came¬
retta) : si effettuerebbero insomma verticalmente e non in maniera obliqua
come in Kilianina.

Le differenze tra Kilianina e Meyendorffina si hanno quindi : nel
diverso tipo di avvolgimento assunto dalle camere dello stadio iniziale ;
nella diversa forma delle camerette periferiche e nel diverso andamento
di alcune comunicazioni interne.

Anche in alcuni esemplari di Meyendorffina bathonica sono state
osservate striature nella parete, simili a quelle descritte negli esemplari
di Kilianina blancheti.

Distribuzione geografica e stratigrafica. — Le forme di Aurouze
& Bizon (1958) provengono dal Bathoniano superiore («zona a Cly-
doniceras discus ») della regione Seine - et - Oise. La specie è presente
insieme a Kilianina blancheti nel Dogger delle Hautes Alpes, regione
di Guillestre (Aurouze & Bizon, 1958). È stata ritrovata in seguito
in varie località del bacino di Parigi, tanto in sondaggi che in affiora¬
menti, al tetto del Giurassico medio (Aurouze & Bizon, 1956; Mau-
BEGE, 1958; Maync, 1961). È stata inoltre osservata nei calcari di Mont
Roland in livelli dotati come Bathoniano superiore per la presenza
di Eudesia multico stata. È stata segnalata nel Bathoniano superiore
di Bandol (Maync, 1961) e del Portogallo (Tintant, in Delance,
1964).

La presenza di Meyendorffina bathonica è stata rilevata da Sartoni
& Crescenti (1962) in campioni provenienti dalla loro « zona a Pfen-

derina salernitana » riferita al Bathoniano superiore dell’ Appennino me-

— 188 —

ridionale. De Castro (1963) ha constatato la presenza della specie nel
Dogger dei Monti Aurunci. Farinacci & Radoicic (1964) hanno citato
il ritrovamento della specie nella loro « sottozona a Pfenderinidae » della
serie di Zeta-Skadar (Dinaridi esterne) e dei Monti Lepini (Appennino
centro-occidentale), riferita al Dogger-Malm inferiore.

Delance (1964) ha rinvenuto la specie, insieme ad Orbitammina
elliptica, nei calcari del « Comhlanchien » del Bathoniano superiore
affioranti a SO di Digione. Maync (1966) infine, ha accennato alla
presenza di esemplari di questa specie nel Bathoniano superiore di
Israele (serie di Heletz-Megha).

La specie appare quindi assai significativa dal punto di vista crono-
stratigrafico : essa indicherebbe il Bathoniano superiore.

Orbitammina elliptica (d’Archiac)

Orbicula elliptica — d’AncHiAC, 1843, Mém. Soc. GéoL Franco, voi. 5, n. 3, p. 375
(247), tav. 27, fig. 8.

Anomia elliptica ( ?) ed Orbicula elliptica d’ARCHiAC — Biette, 1854-1855, Bull.

Soc. Géol. Franco, voi. 12, pp. 1109-1113.

Orbitammina sp. — Bekthelin, 1893, C. R. Som. Soc. Géol. Franco, p. LXXIIL
Spirocyclina casterasi — Bonte, 1941, Bull. Serv. Carte Géol. Franco, n. 205, voi.
42, p. 108 e 115.

Orbitammina elliptica (d’AncHiAc) — Bonte, 1944, Bull. Soc. Géol. Franco, s. 5,
voi. 12, pp. 331-340, tav. 9, figg. 1-7, 3 figg. testo.

Orbitammina elliptica (d’ARCHiAc) — Maync, 1961, Rev. de Micropai., voi. 4, n. 1,
pp. 7-16, tavv. 2.

Orbitammina elliptica (d’ARCHiAc) — Maync, 1966, Geol. Surv. o£ Israel Bull., n.
40, pp. 1-56, tav. 3, figg. 1-5.

Osservazioni. — Ascrivo a questa specie alcuni esemplari sezionati
obliquamente rispetto all’asse di allungamento ; l’attribuzione alla specie
Orbitammina elliptica (d’ARCHiAc) è stata possibile tenendo conto, oltre
che delle strutture (in verità mai molto ben evidenti), delle dimensioni
e dopo aver effettuato il confronto con gli esemplari illustrati da Maync
(1961 e 1966).

Nelle sezioni sottili esaminate sono presenti però molti altri indi¬
vidui che riferisco con dubbio alla stessa specie. La determinazione spe¬
cifica di questi esemplari appare in effetti molto incerta per i motivi

che riferisco qui di seguito.

Gli esemplari osservati hanno dimensioni relativamente inferiori a
quelle dei tipi della specie (nel neotipo il diametro massimo raggiunge i
22 mm e lo spessore oscilla tra 0,5 e 0,85 mm, mentre negli esemplari

— 189 —

del M. Alpi il diametro massimo può raggiungere in qualche caso i 3 mni
circa e lo spessore misura al massimo 0,4 mm).

Nelle sezioni oblique rispetto al piano di massimo allargamento del
guscio, solo eccezionalmente è possibile vedere (fig. 1 e 2 della tav. 8)
tracce di setti secondari perpendicolari alle camere primarie : le came¬
rette secondarie mostrano comunque una sezione più ampia che in
Orhitammina elliptica (in quest ’ultima il diametro delle loggette è
di 0,06 mm). Non è mai osservabile d’altra parte la quadrettatura super¬
ficiale, derivante dalla intersezione dei setti primari con i secondari (con
formazione di camerette periferiche a sezione rettangolare) che è tipica¬
mente presente nelle sezioni trasversali o subparallele alla superficie
esterna del guscio di Orbita rumina elliptica.

Quest’ultimo fatto potrebbe invero essere forse spiegato con quanto
è sostenuto da Bonte (1942). Questo autore, infatti, ritiene che in
O. elliptica i setti secondari non sono continui : essi lo sarebbero in una
zona superficiale (regolare) e sarebbero invece discontinui in una zona
più profonda (irregolare). In vicinanza della superficie esterna, per di
più, essi si arresterebbero, per un breve tratto, prima di aver rag¬
giunto la muraglia, lasciando su ciascuna faccia (e al di sotto della
muraglia stessa) un « canale superficiale », o « canale circolare »,
attraverso il quale sarebbero assicurate le comunicazioni tra le ca¬
merette di uno stesso giro. Questo canale sarebbe ben osservabile nelle
sezioni oblique e sub-equatoriali ( si vedano a questo proposito an¬
che le figure della tavola 9 di Bonte, op. cit.) : in queste sezioni il
« canale » formerebbe archi più chiari, maggiormente visibili se il piano
della sezione sfiora la superficie del guscio. Così : nella sezione sub-paral¬
lela (o quasi tangente) alla superficie esterna sarebbero ben distinguibili
linee arcuate scure, corrispondenti alle tracce della muraglia, e bande
chiare, corrispondenti ai canali : in questa zona le logge non dovrebbero
apparire divise in loggette. I setti secondari apparirebbero ad una certa
distanza dalle linee scure, quando il piano della sezione raggiunge una
zona più profonda.

Secondo Maync (1961), d’altra parte, una zona molto ristretta,
con logge non divise secondariamente (corrispondenti ai a canali circo¬
lari » di Bonte), si intercalerebbe tra la zona superficiale a logge regolar¬
mente suddivise in loggette e la zona interna. Nelle sezioni trasversali
oblique si può osservare pertanto una zona nella quale le camere non
appaiono suddivise in loggette.

Ricordo che De Castro (1964) ha attribuito, ugualmente con

— 190 —

dubbio, alla specie Orhitammina elliptica alcuni esemplari risultati iden¬
tici a quelli da me osservati nei campioni del M. Alpi.

Gli individui da me dubitativamente riferiti alla specie Orbitammina
elliptica hanno ; guscio largo, compresso, forse reniforme, con stadio
iniziale breve, ad avvolgimento trocospiralato, come si può vedere nelle
sezioni figurate nelle tavole 8-13 (questo stadio non è stato finora osser¬
vato nei tipi noti di O. elliptica)^ e un secondo stadio a camere uniseriali,
rapidamente crescenti in larghezza ( donde Faspetto a ventaglio del
guscio) e ad altezza quasi costante.

Le strutture interne non risultano mai ben evidenti. Si può comun¬
que ritenere che le camere dello stadio uniseriale perifericamente possono
essere suddivise in camerette da setti secondari (zona marginale), mentre
alFinterno (zona centrale) avrebbero lo spazio centrale, delimitato dalle
facce aperturali (date da lamine cribrate), riempito da pilastri (di forma
e con andamento non ben definiti).

Dalle osservazioni condotte sembra di poter dedurre che le camerette
di uno stesso giro non comunicano con Festerno, esse appaiono in comu¬
nicazione tra di loro mediante aperture poste sui setti secondari ;
Finsieme di queste aperture formerebbe un canale continuo. Le stesse
camerette comunicano tutte con la zona interna. Infine le comunicazioni
tra una camera e l’altra e tra queste e Festerno si realizzano attraverso
le lamine cribrate (facce aperturali) sostenute, come si è detto, dai pila¬
stri formatisi tra di esse.

In alcune sezioni gli stessi esemplari ricordano la specie Pfen-
derina trochoidea Smout & Sugden : il guscio di questa, nelle forme
pianospiralate, come si sa, resta più piccolo e si allarga con minor rapi¬
dità nel corso dell’accrescimento ; inoltre ha camere non suddivise peri¬
fericamente in loggette da setti secondari. Essi comunque sembrano
avvicinabili a specie di P fender ininae.

Nell’impossibilità di estendere le osservazioni su individui riferibili
con sicurezza alla specie Orbitammina elliptica e opportunamente sezio¬
nati non so se si possa credere all’esistenza di effettive analogie tra questa
specie e specie di P fender ininae.

L’attribuzione alla specie O. elliptica di alcune delle forme rinve¬
nute nei campioni del M. Alpi resta comunque dubbia.

— 191 —

Distribuzione geografica e stratigrafica. — La specie Orhitammina
ellittica appare strettamente limitata al Bathoniano superiore. Essa ri¬
sulta in associazione con Meyendorffina hathonica Aurouze & Bizon
(che però è maggiormente rappresentata) nei calcari della « zona a
Clydoniceras discus » appunto del Bathoniano superiore (sondaggi nel
bacino di Parigi, Aurouze & Bizon, 1957 e 1958).

Nei sondaggi effettuati in Normandia (Nouet, 1958) è stata rin¬
venuta esclusivamente alla sommità dei calcari del Bathoniano superiore
(«zona a Meyendorffina hathonica yy).

La presenza della specie citata (insieme a quella di Meyendorffina
hathonica)^ è stata dimostrata anche nei calcari detritici del Bathoniano
superiore delle Ardenne (Garrot, Lacassagne & Nouet, 1959).

Gli esemplari studiati da Bonte (1942) provengono da calcari a
Nerinea patella di Signy-l’Ahbaye e alcuni di quelli studiati da Maync
(1961) dai calcari detritico-organogeni detti «calcari a Rhynchonella
decorata » : in ambedue i casi si tratta di formazioni del Bathoniano
superiore.

Orhitammina elliptica è stata segnalata in molte altre località del
Dipartimento de FYonne e della regione a Ovest di Rougemont (Mau-
BEGE, 1958).

La specie è stata inoltre rinvenuta nelFOman in Arabia (Hudson
& Chatton, 1959) e in Israele (Maync, 1966).

In Italia la specie è stata segnalata (con dubbio) nei Monti Lattari
(Penisola Sorrentina, De Castro, 1964).

Pfenderina trochoidea Smout & Sugden

Pfenderina trochoidea — Smout & Sugden, 1962, Paleontology, voi. 4, n. 4, pp.
588-589, tav. 73, figg. 9-15 e 21; tav. 74, figg. 4-6; tav. 75, figg. 1-6, 1 fig.
testo, E-H.

Pfenderina trochoidea Smout & Sugden — Saktoni & Crescenti, 1962, Giornale
di Geologia (Bologna), p. 284, tav. 17, fig. 2; tav. 49, figg. 2 e 8.

Pfenderina trochoidea Smout & Sugden — Redmond, 1964, Micropaleontology, voi,
10, n. 2, pp. 256-267, tav. 1, figg. 19 e 27, 3 figg. testo.

Osservazioni. — Lo studio degli esemplari rinvenuti nei calcari
del M. Alpi ha messo in evidenza una notevole variabilità interspecifica
sia per quanto riguarda le dimensioni e soprattutto per quanto concerne
l’avvolgimento del guscio (e quindi la forma delle camere).

Il guscio delle forme ascritte a questa specie, può mostrarsi infatti :
tipicamente trocospir alato, con spirale bassa (a debole ricoprimento dor-

— 192 —

sale e notevole involuzione ventrale) o con spirale più alta (con guscio
che tende in questo caso a diventare elicospiralato) oppure planospiralato.

Nelle forme a spirale allungata si è notato che Favvolgimento rimane
più serrato (la spirale restando più stretta) di quanto non avvenga nella
specie Pfenderina rteocomiensis (Pfender). È apparso tuttavia difficile
distinguere gli individui appartenenti alla specie P. trochoidea da quelli
probabilmente riferibili a F. neocomiensis i i caratteri specifici non sono
così marcatamente differenziati da giustificare il riferimento ad una specie
piuttosto che alFaltra. La distinzione, che potrebbe forse essere possibile
tra esemplari di F. trochoidea, con guscio quasi o del tutto pianospi¬
ralato e esemplari di F. neocomiensis a guscio ad avvolgimento decisa¬
mente elicospiralato, non è certo possibile in molti esemplari presenti
nelle mie sezioni sottili, che mostrano invece caratteri intermedi tra le
due specie.

Del resto, gli stessi autori Smout & Sudgen, dando la descrizione
della specie F. trochoidea (1962, op, cit.), hanno osservato: « ” F. tro¬
choidea is identical with P. neocomiensis in all characteres which do
not depend on thè shape of spire and its measiirements. ” » (Smout &
SuGDEN, op. cit., p. 588) e « ” F. trochoidea is so similar to F. neoco¬
miensis in all charactere not affected by thè heliciod component of thè
coiling, that it is surprising that no intermediate specimens bave been
found ” » (Smout & Sugden, op. cit., p. 589).

In alcune sezioni trasversali degli esemplari rinvenuti è stato pos¬
sibile osservare le strutture interne dei gusci. In questi sono sempre
distinguibili una zona marginale ed un’altra centrale. Perifericamente,
le camere si mostrano indivise e vuote, mentre alFinterno ( dove le
facce aperturali assumono l’aspetto di piastre cribrate) esse appaiono
riempite da materiale secondario, scuro, microgranulare.

In effetti negli esemplari meglio conservati, la zona centrale appare
in certo modo spugnosa : i pilastri, forse lamelliformi e ad andamento
labirintico, posti tra le facce aperturali, intersecandosi tra loro, lasciano
piccoli spazi, che non sono stati completamente riempiti dal materiale
secondario.

Nelle stesse sezioni sono sempre ben osservabili le perforazioni delle
facce aperturali e, alcune volte, le tracce del foramen intercamerale.

Noto che in alcuni individui, particolarmente ben conservati, la
parete delle camere risulta simile a quella già descritta per Kilianina
hlancheti Pfender, Meyendorffina bathonica Aurouze & Biron, e
osservabile anche in Pfenderina salernitana Sartoni & Crescenti,

— 193 —

Distribuzione stratigrafica e geografica. — Questa specie è stata
rinvenuta da Smout & Sugden (1961) nel Bathoniano del Medio
Oriente (membro Uwainat della formazione Araej) e nelFOxordiano-
Calloviano della formazione Haimand. In ambedue i casi la specie risulta
associata a F. neocomiensis (Pfender) e presente in livelli cronostra-
tigraficamente sottostanti a quelli con Kurniibia sp.

Esemplari di questa specie sono stati inoltre rinvenuti (Smout &
Sugden, 1961) nel Bathoniano delia Formazione Muhaiwir (Irak) e
nei gruppi « e » ed « f » del « Lower Musadan Limestone » di Jebel
Hagah (Oman), pure riferiti al Bathoniano.

Sartoni & Crescenti (1962) hanno ritrovato la specie nei livelli
della « cenozona a Pfenderina salernitana » dell’Appennino meridionale,
riferita al Bathoniano. Redmond (1964) ha osservato la specie in cam¬
pioni del membro basale della formazione Dhruma ( Arabia Saudita)
riferita al Bathoniano.

Pfenderina salernitana Sartoni & Crescenti

Pfenderina salernitana ■ — Sartoni & Crescenti, 1962, Giornale di Geologia (Bolo¬
gna), pp. 280-282, tavo 17, figg. 2; tav. 4, fig. 2.

Pfenderina salernitana Sartoni & Crescenti — De Castro, 1963, Boll, Soc. Nat,
in Napoli, voL 71, pp. 16-18, tav. 3, figg. 1-2; tav, 4, fig. 2,

Pfenderina salernitana Sartoni & Crescenti — Maync, 1966, GeoL Survey o£
Israel BulL, n. 40, pp. 1-56, tav. 4, figg. 8-9.

Osservazioni. ■ — Questa specie è abbondantemente rappresentata.
Gli esemplari appaiono abbastanza tipici, con guscio conico allungato
e con camere numerose avvolte secondo una spirale elicoidale di 3-4
giri, rapidamente crescenti in altezza ( il guscio assume nel complesso
una forma a cavatappi).

Nelle sezioni assiali appaiono visibili, sui lati, gli spazi vuoti delle
camere (che come si sa rimangono indivise alla periferia) e, nella parte
più interna, la zona centrale, a guisa di columella (non rettilinea ma
ritorta secondo l’andamento della spira elicoidale) generalmente molto
scura, a causa del materiale secondario di riempimento.

In alcune sezioni di individui particolarmente ben conservali, la
zona interna risulta costituita dalla successione assiale delle parti più
interne delle camere, con le relative facce aperturali (in forma di pia¬
stre cribrate) e con i relativi (( ammassi » di pilastri (forse lamelliformi
e ad andamento labirintico) che delimitano tra loro piccoli vacuoli.

13

— 194 —

La specie risulta distinguibile dalle altre conosciute (P. neocomiensis
e P. trochoidea) solo per avere il guscio più allungato con avvolgimento
a spirale elicoidale a giri rapidamente crescenti.

Fo presente che anche la parete dei gusci di Pfenderina salernitana
mostra una fine striatura perpendicolare alla sua superficie, forse deri¬
vata dalla presenza di pori riempiti secondariamente da calcite cristallina
(la stessa struttura è presente, come ho segnalato, in Kilianina blancheti,
Meyendorffina hatlionica^ Pfenderina trochoidea).

Distribuzione geografica e stratigrafica. — La specie è stata definita
su esemplari rinvenuti in campioni della « cenozona a Pfenderina saler¬
nitana (riferita al Bathoniano superiore), provenienti da località dello
Appennino meridionale (Monte Monaco di Gioia, La Pizzuta, Campo¬
sauro, ecc.).

De Castro (1963) ha rinvenuto la specie in livelli del Bathoniano
dei Monti Aurunci. La stessa specie è stata segnalata da Maync (1966)
nel Bathoniano superiore di Israele.

PsEUDOCYCLAMMiNA LiTUUS (Yokoyama)

Cyclammina lituus — Yokoyama, 1890, Denkschr. Kais. Akad. Wiss. Math-Naturw.
CL, Wien, voi. 57, p. 26, tav. 5, fig. 7.

Choffatella cyclamminoides — Silvestri, 1925, Beitr. Geol. & Pai. Sumatra, Verh.
Mijnbouwk. Gen. Neerl. en Kol. Geol. Ser., pt. Vili, n. 9, p. 450-452, tav. I,
fig. 1-3.

Cyclammina (Choffatella) silvestrii — Tobler, 1926, Ecl. Geol. Helv., voi. 19, p. 718.
Pseudocyclammina lituus (Yokoyama) — Yabe & Hanzawa, 1926, Sci. Rep.

Tohoku Imp. Univ. ser. 2 (Geol.), voi. 9, n. 1, p. 910, tav. 11, figg. 3-8.

Pseudocyclammina cyclamminoides (Silvestri) — Yabe & Hanzawa, 1926, Sci. Rep.

Tohoku Imp. Univ. Sondai, ser. 2 (Geol.), voi. 9, n. 1, pp. 10, tav. 2, figg. 8-9.
Pseudocyclammina aff. lituus (Yokoyama) — Leupold & Maync, 1935, Ecl. Geol.

Helv., voi. 28, n. 1, pp. 129-133, 1 fig. testo.

Pseudocyclammina lituus (Yokoyama) — Maync, 1938. Ecl. Geol. Helv., voi. 31,
n. 1, pp. 57-59, tav. 1, figg. 1-2; tav. 4, figg. 1-6.

Pseudocyclammina lituus (Yokoyama) — Yabe & Hanzawa, Bull. Soc. Geol.

France, voi. 8, sér. 5, pp. 232-234, tav. 8, figg. 1-5.

Pseudocyclammina lituus (Yokoyama) — Henson, 1948, Larger imperforate ecc.,
Brit. Mus. Nat. Hist., p. 5, tav. 8, fig. 7.

Pseudocyclammina aff. lituus (Yokoyama) — Henson, 1948, ibid., p. 16, tav. 8,
figg. 4-10.

Pseudocyclammina bukowiensis — Cushman & Glazewski, 1949, Contrib. Cush.

Lab. For. Rev., voi. 25, n. 1, p. 5, tav. 2, figg. 1-2.

Pseudocyclammina lituus (Yokoyama) — Maync, 1952, Contr. Cush. Found, For.
Res., voi. 3, tav. 2, p. 48; tav. 12, figg. 1-2.

— 195 —

Pseudocyclammina aff. lituus (Yokoyama) — Dufaure, 1958, Rev. MicropaL, voi.

1, n, 2, tav. 2, fig. 1.

Pseudocyclammina lituus (Yokoyama) — Dufaure, 1958, ibid., tav. 2, figg. 2-3.
Pseudocyclammina lituus (Yokoyama) — Maync, 1959, Rev. Micropai., voi. 1, n. 4,

tav. 2, figg. 15-16.

Pseudocyclammina lituus (Yokoyama) — Maync, 1959, Rev. MicropaL, voi. 3, n. 1 ;

tav. 1, fig. 11.

Osservazioni. — Le forme rinvenute nei calcari grigi del M. Alpi
sono di piccola taglia. Come ha osservato Maync (1959), le forme di
piccole dimensioni raramente si rinvengono in popolazioni del Giuras¬
sico superiore, mentre costituiscono la quasi totalità degli individui della
specie presenti nelle associazioni del Giurassico medio (Dogger a Mytilus
delle Prealpi Svizzere, Bathoniano della Francia meridionale). Maync
ha dato a queste forme la denominazione speciale di a forma oc » senza
per questo voler creare una specie o una sottospecie nuova.

Gli individui di « forma oc », a causa della loro piccola taglia pos¬
sono apparire, in qualche caso, simili a quelli di Pseudocyclammina jac-
cardi Maync. È possibile comunque mettere in evidenza i caratteri
che distinguono le due specie : in Pseudocyclammina lituus, infatti, non
si può mai osservare (come in P. jaccardi) un avvolgimento operculi-
niforme, a spira rapida ; inoltre i giri restano bassi e aumentano in
altezza solo nello stadio adulto ; infine la struttura interna della specie
P. lituus appare più grossolana ; i setti e la parete hanno notevole spes¬
sore e le logge dell’ultimo giro sono poco numerose (al massimo, 10).

Distribuzione geografica e strati grafica. — L’olotipo di Pseudocy¬
clammina lituus fu rinvenuto nel 1890 nella parte superiore del Calcare
di Torinosu (Giappone), datata come Kimmerdgiano inferiore (fauna a
Lithacoceras, Aulacosphinctoides, Ataxioceras, Balanocidaris, Glandaria,

Cladocoropsis).

La specie fu poi trovata in alcuni calcari attribuiti al Giurassico
Superiore-Cretaceo inferiore di Sumatra (Silvestri, 1925).

La presenza in località alpine del genere Pseudocyclammina fu
segnalata solo 25 anni più tardi (Leupold & Maync, 1935).

Da allora, la specie P. lituus è stata ritrovata con una certa fre¬
quenza nel Kimmeridgiano, nel Portlandiano, e nello Infravalangiano
delle Alpi autoctone, delle falde elvetiche e delle Prealpi (Maync, 1938).

In Francia, la specie è stata segnalata per la prima volta nel Valan-
giano provenzale (Pfender, 1938).

— 196

P. lituus è oggi nota in un gran numero di località ( Giura sviz¬
zero, Francia, Penisola Iberica, Alpi svizzere e tirolesi, Polonia, Turchia,
Irak, Arabia, Iran, Algeria e infine. Cuba e Trinidad) : ha insomma
una vasta distribuzione nel dominio della Tetide.

Per quanto riguarda la sua distribuzione stratigrafica, Pseudocyclam-
mina lituus è stata riconosciuta nel Kimmeridgiano-Portlandiano ( Giap¬
pone, Turchia, Polonia, Alpi, Francia, Cuba), nel Purbeckiano (Francia)
e negli strati di passaggio dal Giurassico superiore al Cretaceo inferiore
(Alpi svizzere, Francia).

La specie è comune anche nei giacimenti del Cretaceo inferiore
(Berrisiano, Valanginiano), in Svizzera, Francia, Turchia, Algeria, Irak,
Iran, Arabia, ecc. : caratterizza dunque Fintervallo Bathoniano-Neoco-
miano e certamente non può essere considerata come marker stratigrafico.

Come ho accennato, la specie nella sua forma cc è stata rinvenuta nel
Dogger prealpino a Mytilus. La stessa forma è stata ritrovata nel Batho-
niano di a La Pierre Bianche », nei pressi di Sonceboz nel Giura bernese
( Collezione di P. Epple di Berna). Essa è stata inoltre osservata ancora
nel sondaggio La Clape, presso Narbonne, in calcari attribuiti al Giuras¬
sico medio, stratigraficamente sottostanti a calcari a Pseudocyclammina
laccar di del Kimmeridgiano. Infine, è stata ritrovata in giacimenti del
Bathoniano-Calloviano di Alvados in Portogallo (vedi Maync, 1959).

Photopeneroplis striata Weynschenk

Protopeneroplis striata — Weynschenk, 1950, Schlernschriften Univ. Insbrusk, voi.
83, pp. 17-19, tav. 2, figg. 12-14.

V entrolamina cribrans — Weynschenk, 1950, ibid., pp. 17-19, tav. 3, figg. 22-25,
figg. 2-4 nel testo.

Protopeneroplis striata Weynschenk — Weynschenk, 1956, MicropaL, voi. 2, p.
286, tav. 1, figg. 11-13.

V entrolamina cribrans Weynschenk — Weynschenk, 1956, ibid., p. 286, tav. 1,
figg. 14-17.

Ventrolamina cribrans Weynschenk — Dessauvagie, 1963, p. 74.

Protopeneroplis striata Weynschenk — Farinacci, 1964, Geologica Romana, p. 44,
figg. 1-5.

Osservazioni. — Risulta definitivamente accertata la sinonimia tra
Ventrolamina cribrans e Protopeneroplis striata. La posizione sistematica
della specie, date le caratteristiche strutturali e morfologiche riscontrate
in Protopeneroplis striata, appare confermata : la specie viene inelusa
nella famiglia Lagenidae e non nella famiglia Peneroplidae (vedi in
proposito anche Loeblich & Tappan, 1965).

— 197 —

Distribuzione geografica e stratigrafica. — La specie è stata segna¬
lata da Weynschenk (1950) nel Dogger medio-superiore e nel Malm
del Tiriolo. È stata successivamente rinvenuta nel Dogger-Malm di Israele
(Reiss, 1958); nell’Oxfordiano superiore e nel Kimmeridgiano inferiore
delLAquitania orientale (Dufaure, 1958); nella parte basale del Giu¬
rassico superiore deH’Appennino (Raffi & Forti, 1959); nel Dogger
superiore-Malm inferiore della Turchia (Dessauvage, 1963); nel Giu¬
rassico medio delle Dinaridi e del Montenegro (Radoicic, 1963); nel
Dogger del Trentino (Ferrari, 1969-1961); nel Giura s.l. di Pignola
(Lucania) (Luperto, 1961); nel Dogger superiore-Malm inferiore del
Lazio meridionale (Farinacci, 1965); nel Dogger superiore-Malm infe¬
riore della Morsica nord-orientale (Cqlacicch), 1964); nel Dogger su¬
periore - Malm inferiore della piana di Zeta-Skadar (Jugoslavia) e dei
Monti Itri (Farinacci & Radoicic, 1964). Recentemente (Luperto
SiNNi, 1966) la specie è stata rinvenuta nei calcari di S. Fele (Lucania)
attribuiti al Dogger superiore - Malm inferiore.

Nautiloculina oolithica Mohler

Nautiloculìna oolithica — Mohler, 1938, Schweiz, Paleont. GeselL Abhandl., voi.

60, pp, 1-58, tavv. 4, 10 figg. testo.

Distribuzione geografica e stratigrafica. — La specie è conosciuta
nel Giurassico ( Rauraciano-Sequaniano) delTEuropa.

Considerazioni conclusive

Lo studio microscopico dei campioni esaminati ha permesso di os¬
servare un’associazione microfaunistica molto interessante per la crono-
stratigrafia e importante dal punto di vista paleontologico.

Tale associazione, per la presenza di alcune specie di indiscusso
valore cronostratigrafico, rende possibile l’attribuzione del livello studiato
al Bathoniano superiore. Essa è apparsa fra l’altro assai più completa
(e quindi più interessante) di quelle del Bathoniano-superiore finora
osservate. Le forme presenti nei miei campioni, pur note nella lettera¬
tura micropaleontologica, in passato erano state rinvenute isolatamente
o al più associate in gruppi di poche specie.

Il contenuto microfaunistico dei campioni ora studiati è risultato
insomma costituito da numerose specie, tra le quali indico le più in¬
teressanti :

198 —

Kilianina blancheti Pfender, Meyendorffina bathonica Aurouze &
Bizon, Orbitammina ellipitca ( (I’Archiac), Pfenderina salernitana Sar-
TONi & Crescenti, Pfenderina trochoidea Smout & Sugden, forme
di passaggio del gruppo Pfenderina trochoidea~P. neocomiensis-P . saler¬
nitana, Pseudocyclammina litiius (Yokoyama) (forma a, secondo
Maync) Protopeneroplis striata Weynschenk, N autiloculina oolithica
Mohler, Trocholina elongata Leupold & Bigler, Trocholina sp.

Dagli studi risulta finora che Kilianina blancheti, Meyendorffina
bathonica e Orbitammina elliptica, ritenute strettamente limitate al
Bathoniano superiore, risultano associate nei sedimenti di questa età
delle Hautes Alpes (la località tipo), dei Monti Lattari (Appennino
meridionale) e di Israele. Pertanto l’associazione costituita da tali forme
può considerarsi abbastanza significativa al fine dell’attribuzione delle
rocce che la contengono al Bathoniano superiore. Da quanto si deduce
dallo studio dei campioni del M. Alpi, però, l’associazione più numerosa
comprende anche: Pfenderina salernitana Sartoni & Crescenti, Pfen¬
derina trochoidea Smout & Sugden (con tutte le forme di passaggio
tra le due specie e tra queste e la specie P. neocomiensis), Pseudocy¬
clammina lituus (con la sua forma a) e Protopeneropils striata (ed altre,
pure presenti nei campioni del M. Alpi, ma di minor importanza ero-,
nostratigrafica) .

Per quanto riguarda la distribuzione stratigrafica di queste ultime
forme si sa che Pfenderina salernitana risulta presente solo in livelli
riferibili al Bathoniano superiore ( « cenozona a Pfenderina salernitana »),
mentre la specie Pfenderina trochoidea ha forse una distribuzione ver¬
ticale un po’ più ampia ( che però non oltrepasserebbe il Bathoniano) ;
uguale distribuzione avrebbe la forma a di Pseudocyclammina lituus;
Protopeneroplis striata sarebbe diffusa neH’intervallo Dogger superiore-
Malm inferiore.

Si può rilevare che nelle stesse sezioni gli esemplari delle specie
determinate sono risultati presenti in notevole abbondanza e sempre in
ottimo stato di conservazione : per questo è stato possibile condurre alcune
osservazioni utili al fine di una migliore interpretazione delle loro
strutture.

Dall’Istituto di Geologia e Paleontologia dell’Università di Bari.

— 199 —

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TAVOLA L

Fig. 1.

Fig. 2.

Fig. 3.

Fig. 4.

— Kilianina blanchetì Pfender - sezione longitudinale obbliqua rispetto
all’asse di allungamento, x 40. Sezione sottile, campione L 60. M. Alpi.

— Idem. Sezione longitudinale, obliqua rispetto all’asse di allungamento. x40.
Campione L 60. M. Alpi.

— Idem. Sezione passante per lo stadio giovanile spiralato. x40. Campione

L 60. M. Alpi.

- — Idem. Sezione quasi perpendicolare all’asse di allungamento, x 40. Campione
L 60. M. Alpi.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968

F. Luperto Senni - Microfauna
hathoniana. Tav. I.

TAVOLA IL

Fig= 1. — Kilianina blancheti Pfender - Sezione longitudinale. x40. Campione L 60.
M. Alpi.

Fig. 2. — Idem. Sezione longitudinale obliqua. Nella parte iniziale del guscio, in alto

a destra, è possibile osservare la struttura della parete. Nella parte termi¬

nale sono invece osservabili le strutture interne. x40. Campione L 60.

M. Alpi.

Fig. 3. — Idem. Sezione longitudinale obliqua, x 40. Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 4. — Idem. Sezione parallela alFasse nella quale si possono osservare le strut¬

ture interne, x 40. Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 5.

Idem. Sezione assiale, x 40. Campione L. 60. M. Alpi.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968.

E. Luperto Sinni - Microfauna
hathoniana. Tav. IL

TAVOLA III.

Fig. 1. — Meyendorffiìia hathonica Aurouze & Bizon. Sezione assiale. Nella parte
terminale sono visibili le strutture interne, x 40. Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 2. — Idem. Sezione longitudinale obliqua, x 40. Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 3. — Idem. Sezione obliqua tangente alla superficie esterna, x 40. Campione
L 60. M. Alpi.

Fig. 4. — Idem. Sezione obliqua, x 40. Campione L 60. M. Alpi.

Boll. Soc. Nat,, in Napoli, 1968.

E. Luperto Sinni - Microfauna
bathoìiiana. Tav. III.

TAVOLA IV.

Fig. 1. — Pfenderiiia trochoidea Smout & Sugden. Sezione longitudinale obliqua.

Nella porzione terminale del guscio sono osservabili le strutture interne.
X 40. Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 2. — Idem. Sezione trasversale, x 40. Campione L 60. M. Alpi.

— Idem. X 40. Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 3.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968.

E. Lupekto Sinni - Microfauna
hathoniana. Tav. IV.

TAVOLA V.

Fig. 1. — - Pfenderina salernitana Sartoni & Crescenti. Sezione longitudinale obli¬
qua. X 40. Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 2. — Idem. Sezione longitudinale, subparallela alFasse di allungamento. x40.
Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 3. — Idem. Sezione quasi perpendicolare all’asse di avvolgimento. x40. Cam¬
pione L 60. M. Alpi.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968

E. Luperto Sinni
bathordana.

Microfauna
Tav. V.

TAVOLA VI.

Fig. 1. — Pfenderina salernitana Sartoni & Crescenti. Sezione quasi assiale, x 40.
Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 2. — Idem. Sezione assiale, x 40. Campione I, 60. M. Alpi.

Fig. 3. — Idem. Sezione quasi perpendicolare all’asse di avvolgimento. x40. Cam¬
pione L 60. M. Alpi.

Fig. 4. — Forma di passaggio tra Pfenderina neoconiiensis (Pfender) e Pfenderina
salernitana Sartoni & Crescenti. Sezione longitudinale obliqua, x 40.
Campione L 60. M. Alpi.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968.

E. Luperto Sinni - Microfauna
bathoniana. Tav. VI.

TAVOLA VII.

Fig. 1. — Orbiiammina elliptica (d’AKCHiAc). Sezione trasversale obliqua. x25. Cam¬
pione L 60. M. Alpi.

Fig. 2. — (?) Orbitammina elliptica (cì’Archiac). x25. Campione L 60. M. Alpi.

BolL Soc. Nat., in Napoli, 1968.

E. Luperto SiNNi - Microfauna
hathoniana. Tav. VII.

TAVOLA VIIL

Fig. 1. — (?) Orhitammina elliptica (d’ARCHiAc). Sezione leggermente obliqua ri¬
spetto al piano di massimo allargamento del guscio. x40. Campione L 60.

M. Alpi.

Fig. 2. — Idem.

Fig. 3. — (?) Orbitammina elliptica (d’ARCHiAc). Sezione trasversale leggermente
obliqua, x 40. Campione L 60. M. Alpi.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968.

Pi. Lupekto Sinni - Microfauna
hathoniana. Tav. Vili.

TAVOLA IX.

Fig. 1. — (?) Orbitaminina elliptica (cI’Archiac). Sezione leggermente obliqua ri¬
spetto al piano di massimo allargamento del guscio, x 40. Campione L 60.

M. Alpi.

Fig. 2. — Idem. Sezione trasversale obliqua. x40. Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 3. — Idem. Sezione perpendicolare alFasse di allungamento del guscio, x 40.
Campione L 60. M. Alpi.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968. E. Luperto Sinni - Microfauna

hathoiiiana. Tav. TX.

1 2

3

TAVOLA X.

Fig. 1. — (?) Orbitammina elliptica (cI’Archiac). Sezione obliqua rispetto al piano
di massimo allargamento del guscio, x 40. Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 2. — Idem, Sezione trasversale, x 40, Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 3. —

Idem. Sezione trasversale obliqua, x 40. Campione L 60. M. Alpi.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968.

E. Luperto SiNNi - Microfauna

bathoniana. Tav. X.

Fig. 1.

Fig. 2.

TAVOLA XI.

— (?) Orbltarnmina elliptica (cI’Archiac). Sezione trasversale, x 40. Cam¬
pione L 60. M. Alpi.

— Idem.

BoiL Soc. Nat., in Napoli, 1968<

E. LuPERTO SiNNI
hathoniana.

Microfauna
Tav. XL

TAVOLA XIL

Fig, 1. — (?) Orbitammina elliptica (d’AECHiAc). Sezione trasversale obliqua» x 40
Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 2. — Idem.

Fig. 3. — Idem. Sezione perpendicolare all’asse di allungamento del guscio, x 40
Campione L 60. M. Alpi.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968

E. LuPERTO SiNNI
bathoniana.

Microfauna
Tav. XII.

TAVOLA XIIL

Figg. 1-4. — (?) Orbitammina elliptica ((I’Archiac). Sezioni trasversali, variamente
inclinate, x 40. Campione L 60. M. Alpi.

BolL Soc. Nat., in Napoli, 1968.

E Luperto Sinni - Microfauna

hathoniana. Tav. XIII.

4

TAVOLA XIV.

Figg, 1-6. — P rotopeneroplis striata Weynschenk. Sezioni variamente orientate.
X 100. Campione L 60. M. Alpi.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968.

E. Luperto Sinni - Microfauna
bathoniana. Tav. XIV.

TAVOLA XV.

Fig. 1. — N autiloculiiia oolithica Miliber. Sezione assiale, x 60. Campione L 60.
M. Alpi.

Fig. 2. — Rhapidionina sp. Sezione trasversale obliqua, x 60. Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 3. — Trocholina elongata Leupold & Bigler. Sezione assiale, x 60. Campione
L 60. M. Alpi.

Fig. 4. — Trocholina sp. Sezione assiale, x 60. Campione L 60. M. Alpi.

Fig. 5. — « Trochammininidae Sezione assiale, x 60. Campione L 60. M. Alpi.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968.

E. Luperto Sinni - Microfauna
bathoniana. Tav. XV.

TAVOLA XVI.

Figg. 1-2, — Ammobaculites sp. Sezioni trasversali. x40. Campione L 60. M. Alpi

Figg. 3-4. — Pseudocy cium mina lituus ( Yokoyama). Sezioni trasversali, x 40. Cam
pione L 60. M. Alpi.

Boll. Soc. Nat,, in Napoli, 1968

E, Luperto SiNNi - Microfauna
bathoniana. Tav. XVI.

Trm

Boll. Soc. Natur. in Napoli

voi. 77, 1968, pp. 207-218, 3 figg., 1 tav.

Risultati geologici di perforazioui eseguite

nei dintorni di Brindisi

Nota del Socio BRUNO RADINA

(Tornata del 25 ottobre 1968)

Riassunto. — Viene descritta la successione litostratigrafica riconosciuta nel medio
e basso bacino del Canale Cillarese (a ovest di Brindisi) soprattutto attraverso lo
studio dei risultati di numerosi sondaggi eseguiti nella zona per ricerche geogno¬
stiche e idriche. La successione è costituita da formazioni marine di età compresa
tra il Cretaceo ed il Quaternario e precisamente da :

1) Calcari grigio-avorio, compatti, stratificati. Non si hanno dati diretti che
permettano di determinare la loro età. Molto verosimilmente sono cretacei: possono
identificarsi con i calcari affioranti a nord di Mesagne (sec. il vecchio foglio geo¬
logico « Brindisi » del Turoniano-Urgoniano) e con quelli a Sud di Brindisi (secondo
il recente foglio geologico «Lecce» del Senoniano-Turoniano ; Calcari di Melissano).

2) Calcareniti bianco-giallastre (Calcareniti del Salente, del recente foglio
geologico « Lecce »). In base alle microfaune rinvenute {Hyalinea balthica, ecc.) la
loro parte alta ha età Calabriana.

3-4) Limi grigio azzurri piìi o meno sabbiosi e argillosi, passanti in alto a
sabbie giallastre e giallo-rossastre. Nei primi è stata riconosciuta una microfauna
(con Hyalinea balthica ecc.) assai simile a quella rinvenuta nelle calcareniti sotto¬
stanti. I limi e le sabbie costituiscono i due sedimenti più frequenti e diffusi della
Formazione di Gallipoli, recentemente illustrata (come la precedente formazione delle
Calcareniti del Salente), da B. Martinis. Le due formazioni ora menzionate, sono
anehe localmente, in continuità stratigrafica.

5) Calcareniti giallastre e rossastre, associate a sabbie e ciottoletti. In questi
sedimenti non sono state trovate faune significative. In base a considerazioni litolo¬
giche, appare giustificato ritenere che nell’area studiata questi depositi si possono tener
stratigraficamente distinti dalle sottostanti sabbie (parte alta della Formazione di
Gallipoli), nonché genericamente attribuire ad essi un’età postcalabriana.

Per quanto riguarda lo spessore e Fandamenlo in profondità delle formazioni
al di sopra dei calcari cretacei, la ricostruzione di alcune sezioni geologiche del sotto¬
suolo ha consentito interessanti osservazioni. Il tetto dei calcari cretacei, che alti-
metricamente degrada in maniera assai blanda da ovest verso est, verso la linea di
costa, sembra costituire una conca assai poco depressa. Le Calcareniti del Salente
riempiono questa conca : hanno spessori massimi di circa 30 metri e minimi di circa
2-3 metri. Nel complesso la formazione delle Calcareniti del Salente sembra aumen¬
tare di spessore verso SE.

— 208 —

Il passaggio verticale dalle dette calcareniti alla Formazione di Gallipoli avviene
attraverso una superficie orizzontale o di poco inclinata. Tenuto conto che il tetto
della Formazione stessa è pure, su lunghi tratti, suborizzontale, il suo spessore
risulta in questi pressoché costante; appare diminuire invece verso O-SO.

Summary. — The author describes thè lithostratigraphic sequence which has
beeii recognized in thè middle and lower basin of thè Canale Cillarese (west o£
Brindisi) chiefly through thè study of thè results of many drillings, carried out in
that area for geognostic and hydric researches. This sequence is made of marine
formations thè age of which ranges from thè Cretaceous to thè Quaternary, namely :

1) Compact, bedded, ivory-grey limestones. There are no direct data by
which their age may be determined. They are probably cretaceous, as they are
likely to be thè same as thè limestone outcropping North of Mesagne (which are
Turonian-Urgonian age, according to thè old « Brindisi » sheet of thè italian geologie
map) and as thè limestones which outerop South of Brindisi (thè Turonian-Senonian
« Calcari di Melissano », according to thè new geologie a Lecce » sheet).

2) White-yellowish calcarenites (a Calcareniti del Salente », recording to thè
new geologie « Lecce » sheet). On thè ground of thè microfaunae which bave been
found bere {Hyalinea halthica, etc), thè upper part of them is Calabrian age.

3-4) More or less sandy and clayey, grey-blue muds which upwards turn to
yellowish or yellow-reddish sands. In these muds a microfauna with Hyalinea bal-
thica, ecc. was found wery like thè one from thè calcarenites below. The muds and
thè sands are thè two commonest sediments in thè « Formazione di Gallipoli »,
which has recently been illustrated (together with thè more ancient « Calcareniti
del Salente » formation) by B. Martinis. The above-mentioned formations make a
verticaì stratigraphic sequence.

5) Yellowish and reddish calcarenites, which are associated with sands and
pebbles. In these sediments no important faunae bave been found. On thè ground
of lithologic reasons, thè author holds that, locally, these deposits may be kept
stratigraphically distinct from thè sands below (viz. thè upper part of thè « Forma¬
zione di Gallipoli ») and on thè whole may be held to be post-calabrian.

As for thè thickness and thè attitude in depth of thè formations which lie on
thè cretaceous limestones, a few interesting observations bave been made possible,
owing to thè reconstruction of some geologie underground sections. The top of thè
cretaceous limetones, which slopes down gently towards thè coast from west to cast,
seems to be shaped as a rather moderately depressed basin. The Calcarenites of
Salente fili this basin : their greatest thickness is about 30 metres, while thè
smallest one is about 2-3 metres. On thè whole thè thickness of thè formation of
thè Calcareniti del Salente seems to increase towards thè South-East.

The upward change of thè above-mentioned calcarenites into thè Formazione
di Gallipoli, takes place through a surface which is level or slightly inclined.

Considering that also thè top of thè same formation is nearly horizontal for a
long distance, its thickness is there almost uniform.

— 299 —

Cenni introduttivi

In un lavoro di sintesi dal titolo « Il mare pliocenico in Puglia »,
D’Erasmo (1934) faceva notare il disaccordo allora esistente fra gli
autori sulla posizione e sull’età dei terreni della serie plio-pleistocenica
della penisola salentina. Per i dintorni di Brindisi il disaccordo è evi¬
dente fra le conclusioni esposte da De Giorgi (1881, 1901) e da Gignoux
(1913).

Secondo De Giorgi, le argille turchine o giallastre che in più
punti riposano direttamente sui calcari cretacei, sono di regola sottostanti
ai sabbiosi calcarei pliocenici o intercalate fra questi, Gignoux ritiene
che la formazione più bassa del Pliocene, riposante sui calcari cretacei,
sia costituita da una molassa calcarea identica alla « facies materana »
di Gravina : su questa stanno argille azzurre, sabbiose verso l’alto, sabbie
e infine calcari arenacei tipo panchina.

Le difficoltà di stabilire la stratigrafia dei terreni plio-pleistocenici
di questa parte della regione pugliese sono dovute soprattutto a due mo¬
tivi : a) le aree di affioramento di questi terreni hanno rilievi molto
attenuati e sono quasi del tutto prive di incisioni erosive ; b) l’esistenza
di livelli diversi con la medesima facies calcareo-sabbiosa ( calcarenitica)
crea incertezze sulla posizione da attribuire agli stessi nella successione
stratigrafica (1).

Un personale contributo alla conoscenza locale di questa successione
si deve ora all’esame di colonne stratigrafiche ottenute mediante sondaggi
eseguiti in questi ultimi anni nei dintorni di Brindisi, nonché allo stu¬
dio di campioni estratti coi sondaggi stessi (2).

Le correlazioni che si son potute compiere tra le colonne stratigra¬
fiche dei vari sondaggi, hanno consentito inoltre di tracciare alcune se¬
zioni del sottosuolo di estensione verticale abbastanza importante. Queste

(1) V. ad es., la somiglianza fra calcareniti sottostanti e sovrastanti alle argille.
Si osserva a questo proposito, che la Formazione dei Tufi della I Ed. dei fogli
geologici « Gravina », « Altamura » e « Matera », è stata ripartita nella recente II
Ed. degli stessi fogli nei « Tufi di Gravina » (Azzaroli e altri, 1968) e nelle « Cal¬
careniti di Monte Castiglione» (Ricchetti, 1965).

(2) I sondaggi, fatti per ricerche d’acqua e studi geognostici, sono stati eseguiti
per conto dell’ENTE Irrigazione di Bari, che qui si ringrazia per i dati gentilmente
messi a disposizione. In totale i sondaggi sono 68 ; di 38 di questi si è avuta la
possibilità di osservare, oltre alle carote, anche le rappresentazioni stratigrafiche già
elaborate.

14

— 210

sezioni potrebbero tornare di particolare interesse sia ai fini di più estese
e complete indagini geologiche e paleogeografiche, sia di più particolari
e circoscritte ricerche geotecniche, ad es. nel campo delFidrogeologia e
delle fondazioni.

I sondaggi sono ubicati, per la maggior parte, nel tratto terminale
del Canale Cillarese, che sfocia nel Seno di Ponente del porto di Brin-

Fig. 1. — Area del bacino del Canale Cillarese ove sono stati eseguiti i sondaggi (o).
- Tracce delle sezioni geologiche.

disi; l’area interessata ricade nella parte orientale della tav. 203 I NE
(( Brindisi » (fig. 1). Il canale, negli ultimi suoi 3-4 Km, è ben inciso
nel terreno ; le opposte sponde, moderatamente acclivi, si raccordano in
sommità ad un’ampia superficie orizzontale o debolmente inclinata verso
la costa (fig. 2).

Secondo l’attuale foglio geologico 203 « Brindisi » (1904), i terreni
che affiorano sulle opposte sponde del Canale Cillarese sono rappresentati
da (( argille azzurre » plioceniche sormontate da « tufo calcareo o breccia

— 211 —

conchigliare [zuppigno, carparo, mazzaro (3)] con argille intercalate » di
età postpliocenica. I terreni della spianata sono « conglomerati sabbiosi e
puddinghe del Quaternario Superiore ».

Fig. 2. — Canale Cillarese visto da valle a monte dal ponte della variante alla
SS. 16 per Lecce.

La successione litologica

Dall’esame delle colonne stratigrafiche ricavate dai sondaggi ed in
base alle osservazioni di superficie è stato possibile distinguere le se¬
guenti unità litostratigrafiche :

1) Calcari grigio chiari e bianco-avorio, compatti, stratificati,
talora con spalmature rossastre e vacuolari. Questi caratteri litologici
sono stati desunti dai sondaggi, non affiorando i calcari stessi nell’area
studiata. Dei 68 sondaggi dei quali si hanno le stratigrafie, solo 26
hanno raggiunto, in profondità, queste rocce.

2) Calcareniti bianco-giallastre, con concentrazioni granulari di
tritumi di macrofossili, parzialmente o totalmente coerenti.

(3) Sono denominazioni locali che vengono date ai tufi calcarei.

— 212

Il contenuto in CaC03 di queste calcareniti, in quei campioni ove
è stato determinato, oscilla intorno ai 96-98%. Queste rocce sono chia¬
mate in Puglia e note in bibliografia con il nome di Tufi.

I sondaggi dei quali è stato possibile osservare direttamente le cam¬
pionature, hanno attraversato solo la parte alta (8-10 m) di queste calca¬
reniti (che localmente non affiorano). Dalle colonne stratigrafiche dei son¬
daggi si ricava che le calcareniti stanno ovunque sui già menzionati

100
90

80
70

tu

(XSO
z

■*40
ì?

30
20
10

0

0.0002 0.002 0.02 0 2 2 20 200

DIAMETRO IN mm

Fig. 3. — Curve granulometriche di campioni prelevati nella parte inferiore della
Formazione di Gallipoli.

1) a m 5,30 dal piano campagna

2) » » 7,50 )) » »

3) » » 11,00 » » »

calcari e che (fatta eccezione per una località) hanno al tetto i sedimenti
sotto indicati :

3) Limi grigio-azzurri più o meno sabbiosi, ma generalmente
argillosi verso il basso e decisamente più sabbiosi e gialli ocracei verso
Paltò. Di alcuni campioni di queste rocce poste a quota diverse, da m 3
a m 22 sopra il tetto del complesso dei tufi, sono state eseguite le analisi
granulometriche (fig. 3). Il limo grosso (0,002-0,02 mm) è la frazione
prevalente; il limo fine (0,0002-0,002) è sempre presente per lo più in
qualità modeste e comunque variabili da campione a campione. Nella
frazione sabbiosa, prevale quella fine ( 0,02-0,2 mm) rispetto a quella
grossa ( 0,2-2 mm) che è presente solo in alcuni campioni.

— 213 —

I sedimenti ora indicati si possono localmente osservare in affiora¬
mento su tratti delle sponde del Canale Cillarese. Non si rilevano in su¬
perficie evidenti tracce di stratificazione ; alcuni cenni di questa sembrano
aversi là dove la frazione sabbiosa giallastra è maggiormente concentrata
in sottili livelli. Il residuo di lavaggio è piuttosto scarso ; è costituito da
frammenti di resti organici, da granuletti calcarei e di quarzo, ora a
spigoli vivi, ora arrotondati ; sono presenti anche in via del tutto subor¬
dinala laminette di mica (per lo più di muscovite) e rari frammenti di
minerali scuri.

4) Sabbie di colore giallastro e giallo-rossastro, a luoghi bene
cementate, con alternanze arenaceo-calcarenitiche. Queste sabbie sono cal¬
caree e silicee ; la maggior parte dei granuli ha diametri fra 0,2 e 2 mm.
Anche questi sedimenti sono visibili in affioramento sulle sponde del
Canale Cillarese e sono sempre sovrapposti ai precedenti.

5) Calcareniti di colore giallastro tendente al rossastro, a luoghi
macroorganogene, in straterelli, nonché sabbioni rossastri con rari ciot-
toletti, a tratti alternati a sottili letti o lenti di limo. Queste rocce, più
o meno chiaramente esposte, affiorano alla sommità dei versanti della
parte medio-inferiore del corso del Canale Cillarese.

II contenuto in CaCO^ di queste calcareniti è alquanto variabile ;
per i campioni esaminati, resta compreso tra il 60% e r89%. La rima¬
nente parte è costituita, in proporzioni grosso modo uguali, da sabbia
quarzosa fine e da limo grosso.

Osservazioni cronostratigrafiche

Sull’età dei calcari di base non si hanno dati diretti : come si è
accennato questi calcari non affiorano nell’area studiata ed i sondaggi dei
quali è stato possibile osservare le campionature, non li hanno raggiunti.
Ad ogni modo si hanno riferimenti sufficienti per ritenere che i calcari
vadano riferiti al Cretaceo : appartengono al Gruppo dei Calcari delle
Murge e del Salente. Essi possono ritenersi identificabili con quelli affio¬
ranti poco a nord di Mesagne (circa IO Km a SO di Brindisi), attribuiti
al Turoniano-Urgoniano (F° 203 «Brindisi», 1904); nel foglio 204
« Lecce » (II Ed., 1968) la formazione dei calcari, più vicina a Brindisi,
è attribuita al Senoniano-Turoniano (Calcari di Melissano).

Per le calcareniti (tufi) che stanno sui calcari cretacei, le microfaune
dei campioni dei sondaggi nella parte alta ( e più precisamente negli

— 214 —

8-10 metri sotto il tetto) indicano il Calabriano (4). Questa attribuzione
è dovuta alla presenza di parecchi esemplari di Hyalinea balthica in una
ricca fauna comprendente numerose specie di foraminiferi, fra le quali
Cassiduliiia laevigata var. carinata, Pyrgo depressa, Bolivina spathulata,
B olivina catanensis e Spiroplectammina wrighti.

Sulla base della loro età e litologia, questi sedimenti possano cor¬
relarsi con quelli delle Calcareniti del Salente, descritte da Martini s
(1967) e rappresentate nel foglio geologico 204 « Lecce » (Il Ed., 1968).

Anche nei limi grigio-azzurri più o meno sabbiosi è stata ricono¬
sciuta Fassociazione microfaunistica calabriana rilevata nella parte alta
delle locali calcareniti. I campioni sui quali sono state eseguite le deter¬
minazioni sono stati raccolti a varie altezze entro i limi stessi.

Il passaggio fra questi e le calcareniti è graduale : dalle carote dei
sondaggi risulta che il passaggio stesso è indicato, entro alcuni metri,
da calcareniti che perdono di coerenza e si alternano, mescolandosi via
via, con i limi.

Nelle sabbie giallastre e giallo-rossastre la microfauna è assai scarsa
e vi mancano specie significative ai fini di una datazione. Dalle carote
e in affioramento risulta comunque che queste rocce sono stratigrafica-
mente sovrapposte ai limi.

In base a ciò ed ai caratteri litologici dei limi e delle sabbie, appare
subito evidente che queste rocce corrispondono ai due litotipi fondamen¬
tali della Formazione di Gallipoli, anch’essa illustrata da Martini s
(1967). Nel foglio geologico 203 a Lecce » (II Ed., 1968) questa forma¬
zione affiora estesamente a NO di Lecce, in sinistra e in destra della
S.S. 16 nel tratto S. Pietro Vernotico-Porto di Brindisi, fino al mare.

Resta da accennare alFetà e ai rapporti di posizione, rispetto alla
Formazione di Gallipoli, delle calcareniti giallastre e rossastre menzio¬
nate al n. 5 del paragrafo precedente.

Va osservato che questi sedimenti con le loro intercalazioni e i loro
termini eteropici, affiorano nelle parti alte terminali delle sponde del
tronco medio e basso del Canale Cillarese, con esposizioni generalmente
poco chiare sia per quanto riguarda i rapporti laterali, sia quelli verticali
al letto. Ciò è dovuto a una facile erodibilità, (che interessa con ugual
grado le sabbie sottostanti) nonché, a luoghi, alla copertura vegetale. In
superficie, a tratti, l’abbondante e relativamente spessa coltre eluviale.

(4) Le determinazioni paleontologiche sono del Dr. Vincenzo Campobasso che
qui si ringrazia per la sua cortese collaborazione.

— 215 —

cui le rocce stesse danno origine, impedisce anche la distinzione areale
tra le calcareniti e le sabbie rossastre.

Di ben poco aiuto sono state anche, ai fini di stabilire i rapporti di
posizione verticali e laterali, le osservazioni che si son potute compiere
sulle carote dei sondaggi. I vari litotipi non si son potuti ben campio-
nare a causa del loro modesto spessore e della loro variabile consistenza.

Pur con queste limitazioni, ai fini cronostratigrafici possono valere
le seguenti osservazioni :

— le calcareniti, al di sopra delle sabbie costituenti la parte alta della
Formazione di Gallipoli, sono litologicamente abbastanza diverse dalle
intercalazioni arenaceo-calcarenitiche che a luoghi si trovano nelle sabbie
stesse e contengono, a tratti, abbondanti macrofaune che, almeno local¬
mente, non si trovano in quelle intercalazioni ;

— i sabbioni intercalati nelle calcareniti, prevalentemente rossastri,
si differenziano dalle sottostanti sabbie, oltre che per il colore, anche
perchè appaiono più lavati e granulometricamente più uniformi ; sono
anche ben sciolti, rispetto alle sabbie sottostanti, che sono, di contro,
dotate a luoghi, di una certa compatezza ;

— nei sabbioni si ritrovano alternanze di sottili livelletti di sabbie
fini giallastre e di limi che sembrano localmente mancare nelle sotto¬
stanti sabbie. In queste il componente pelitico, là dove è presente, quasi
ovunque è intensamente mescolato, sia pure in qualità estremamente
variabili, con la frazione psammitica.

Tutte queste considerazioni lasciano supporre che, nella zona, le
calcareniti ed i sabbioni rossastri di sommità ad esse associati, si possono
tenere separati dalle sabbie della parte alta della Formazione di Gallipoli.
Sul terreno, come si è accennato, per mancanza di buone esposizioni,
spesso dovute a copertura, non è stato possibile riconoscere il tipo del
contatto tra queste e quelle. In base a quanto è stato osservato, appare
tuttavia verosimile che il complesso delle calcareniti e dei sabbioni sia
trasgressivo sulle sabbie sottostanti e che ad esso si possa pertanto gene¬
ricamente attribuire un’età post-calabriana.

Tale datazione potrà certamente essere precisata in un ulteriore stu¬
dio a carattere geologico e morfologico regionale, che tenga conto delle
quote alle quali questi sedimenti (o altri con essi correiabili) attualmente
si trovano.

— 216 —

Le sezioni geologiche

Tra le possibili sezioni geologiche ricostruibili attraverso la corre¬
lazione delle formazioni rilevate dalle colonne stratigrafiche dei sondaggi
della zona, quelle rappresentate nella tav. I sembrano essere le più signi¬
ficative. Il tracciato delle sezioni è indicato nella fig. 1. Esse permet¬
tono di individuare con il maggior grado di approssimazione, i più pro¬
babili spessori locali (massimi e minimi), l’estensione areale delle for¬
mazioni al di sopra dei calcari cretacei, nonché l’andamento del tetto
di questi ultimi.

Nella zona del medio e del basso corso del Canale Cillarese, i cal¬
cari cretacei si trovano, tra una profondità minima di m 16-18 e una
profondità massima di m 50-55 sotto il piano campagna.

Il tetto della formazione calcarea cretacea appare nel complesso ap¬
profondirsi verso la linea di costa, con pendenza media assai debole e
con direzione preferenziale ESE-ONO. L’andamento del tetto risulta dalla
successione di tratti dolcemente modellati in piccole ondulazioni, che
nell’insieme costituiscono un’ampia e poco depressa concavità con asse
grosso modo orientato a SO-NE.

Laddove questa concavità è più accentuata, si trovano gli spessori
maggiori della formazione delle Calcareniti del Salente, ovunque sovrap¬
poste ai calcari cretacei. Tali spessori, dell’ordine dei 30 metri, si riscon-
trono in sinistra della linea ferroviaria per Brindisi, a NO di Masseria
Cillarese ( sinistra del corso d’acqua omonimo). Gli spessori minori
(m 2-3) si hanno a occidente del Canale Cillarese, nei pressi di Masseria
Casignano e Masseria Masciullo.

Il tetto della formazione calcarenitica è assai regolare ed uniforme :
su estese aree è orizzontale o suborizzontale e su altre inclinato di non
oltre i 10°. Nel complesso le Calcareniti del Salente, nel sottosuolo del¬
l’area studiata, appaiono ispessirsi procedendo da sud a nord.

Anche la superficie limite superiore della formazione di Gallipoli
è di norma del tutto tranquilla e grosso modo orizzontale. La sua parte
alta, sabbiosa, affiora, come si è già accennato, in più punti delle opposte
sponde del basso corso del Canale Cillarese ; gli spessori visibili non sem-
brono superare i 10 metri. Sulle stesse pareti di sponda sono visibili
anche, in alcuni luoghi, circa 6-8 metri dei limi argillosi, costituenti la
parte bassa della formazione di Gallipoli. In complesso gli spessori mas¬
simi di questa formazione, nella zona ove sono stati eseguiti i sondaggi
(tenuto anche conto della sua parte nel sottosuolo) raggiungono i 32-35

— 217 —

metri ; lo spessore minimo non dovrebbe essere inferiore a 6-8 metri.

Da quanto è stato possibile dedurre dai sondaggi, si osserva ancora
che nella Formazione di Gallipoli il locale passaggio limi-sabbie avviene
gradualmente e non sempre alle stesse quote, ma secondo una superficie
più o meno ondulata con dislivelli delFordine anche di 5-6 metri fra
quote minime e massime.

La quota media del passaggio dalla formazione delle Calcareniti
del Salente ai limi argillosi della Formazione di Gallipoli, sembra man¬
tenersi su estese aree al di sopra del livello del mare ; laddove è inferiore,
lo è solo di alcuni metri (ad es. in località la Masseriola, a circa 2
Km a sud di Brindisi).

La potenza infine, delle calcareniti giallastre e rossastre con sabbie
e ciottoletti, corrispondente alla parte sommitale della locale successione
stratigrafica, non supera, in affioramento, i 4-6 metri. Nel complesso,
tenendo conto dei dati ricavati dai sondaggi, si ritiene che lo spessore
massimo possa raggiungere i 12-15 metri.

Bari, Istituto di Geologia e Paleontologia, luglio 1968.

BIBLIOGRAFIA

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d’Italia, alla scala 1 ilOO.OOO, Foglio 188 « Gravina in Puglia ». Serv. Geol.
d’It. Roma.

D’Erasmo G., 1934. Il mare pliocenico nella Puglia. Mem. geol. e geogr. di G.
Dainelli, 4, pp. 47-138, 1 carta geol., 1 carta movim. vert. Firenze.

De Giorgi C., 1881. Note strati grafiche e geologiche da Fasano ad Otranto. Boll.
Com. geol. d’It., 12, pp. 187-203, 1 tav. Roma.

De Giorgi C., 1901. Il porto di Brindisi, Note di geografia fisica. Boll. Soc. Geogr.
it., s. 4, II, pp. 294-328, 1 tav. Roma.

Gignoux M., 1913. Les formations marines pliocenes et quaternaire de Fltalie du
Sud et de la Siede. Ann. de FUniv. de Lyon, s. 1, 36, pp. XXIV-693, figg. 42,
tavv. 21. Lyon.

Martinis B., 1967. Note geologiche sui dintorni di Gasarono e Castro (Lecce). Riv.
Ital. Paleont. e Strat., 73, n. 4, pp. 1297-1380, figg. 23, tavv. 11. Milano.

Ricchetti G., 1965. Alcune osservazioni sulla serie della Fossa bradanicai le a Cal¬
careniti di M. Castiglione ». Boll. Soc. Nat. in Napoli, 74, pp. 3-9, figg. 3.
Napoli.

— 218 —

Servizio Geologico D’Italia, 1968. Carta Geologica d’Italia, scala 1 xlOO.OOO, F°
204 Vi Lecce y) (II Ed.) Direttore del rilevamento: P. Leonardi (eon la collabo-
razione di D. Rossi). Roma.

Ufficio Geologico D’Italia, 1904. Carta Geologica d’Italia scala 1 ilOO.OOO, F°
203 i( Brindisi y) rilevato da L. Baldacci e M. Cassetti (1891-92). Ferrara.

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strati ficati .
CRETACEO

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bianco avorio.

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i I S.S.fg (ADRIATICA)

Boll. Soc. Nat. in Napoli, 1<)68. Radina R. Risultati geologici di perforazioni eseguite nei dintorni di Brindisi.

Boll. Soc. Natur. in Napoli
voi. 77, 1968, pp. 219-226, 6 tavv.

Sulla presenza di AncMspirocycliiia lusitanìca (Egger)
nel Giurassico superiore del M. Alpi

Nota del Socio E. LUPERTO SINNI

(Tornata del 25 ottobre 1968)

Riassunto. — Viene segnalato il rinvenimento in alcuni campioni di roccia pre¬
levati al M. Alpi in località Pietralonga alla quota di 1700 m circa s.l.m. di Anchi-
spirocyclina lusitanica ( Egger).

Viene riportata le sinonimia della specie e alcune osservazioni personali sulle
forme rinvenute.

Résumé — On signale la découvèrte dans des échantillons récoltés sur le M.
Alpi, dans la localité Pietralonga à la q. 1700 m environ s.l.m. de Anchispirocyclina
lusitanica (Egger).

On s’ajoute la sinonimie de Fespèce et quelques observations personnelles sur
les formes trouvées.

Fra gli studi che vengono svolti nelFambito dell’Istituto di Geologia
e Paleontologia delFUniversità di Bari sotto la direzione del Prof. A.
Valduga, ne sono stati iniziati alcuni, al fine di giungere ad una mi¬
gliore conoscenza della cronostratigrafia del Mesozoico dell’Italia me¬
ridionale.

Nel quadro di queste ricerche, nei mesi scorsi, mi sono dedicata
allo studio micropaleontologico di numerosi campioni di roccia raccolti
al M. Alpi, nei quali si possono osservare microfaune giurassiche di
notevole importanza sia dal punto di vista cronostratigrafico che da quello
strettamente micropaleontologico .

Ho riferito in un precedente studio (Luperto Sinni, 1968) a pro¬
posito di una associazione microfaunistica del Bathoniano superiore,
rinvenuta in alcuni calcari del M. Alpi. La presente nota porta un altro

— 220 —

contributo alla conoscenza delle microfaune giurassiche delFAppennino
meridionale.

I campioni di rocce sui quali qui riferisco sono stati raccolti
sul versante occidentale del M. Alpi, in località Pietralonga, alla quota
di 1.700 m circa s.l.m.

Si tratta di calcari grigi scuri molto compatti ; il loro studio micro¬
paleontologico ha potuto esser fatto solo su sezioni sottili (non orientate).

Al microscopio tali sezioni hanno mostrato una microfacies costituita
da micrite calcarea, opaca, grigio-scura, con piccoli intraclasti e qualche
oolite ; la roccia è attraversata da sottili vene di calcite spatica. I micro¬
fossili sono risultati piuttosto scarsi. Sono presenti: Anchispirocyclina
lusitanica (Egger), frammenti di Clypeina jurassica Favre e valve di
Ostracodi ; sono rari altri microfossili, quali piccoli Valvulinidi.

II rinvenimento di Anchispirocyclina lusitanica (Egger) nelle se¬
zioni sottili esaminate appare piuttosto interessante (*). La specie, detta¬
gliatamente descritta e figurata da Maync (1959), è ritenuta indicativa
del Kimmeridgiano superiore - « Portlandiano » : essa non era ancora stata
segnalata in Italia.

La presenza nei calcari del M. Alpi può essere considerata una
ulteriore testimonianza dell’ampia distribuzione areale della specie nel¬
l’ambito della Mesogea.

Ciò può acquistare particolare significato se si tiene presente che la
specie ha limitata distribuzione verticale: i suoi esemplari possono, per¬
tanto, essere ritenuti, a ragione, buoni fossili guida.

La specie è abbastanza conosciuta perchè io ne dia la descrizione
sistematica. Riporterò solo la sinonimia e aggiungerò alcune osservazioni
che è stato possibile compiere sugli esemplari esaminati.

Anchispirocyclina lusitanica (Egger)

Orbiculina infravalanginiensis — Choffat, 1885, Ree. Mon. Strat. Syst. Crét. Pori.,
p. 3, etc. {nomen nudum).

Orbiculina lusitanica — Choffat, 1885, ibid., p. 4, etc. (nomen nudum).

Trematocyclina Munier-Chalmas, 1885 — Choffat, 1885 (part. nomen nudum)
Schulumberger & Choffat, 1904, Bull. Soc. Géol. Franco, ser, 4, voi. 4,
p. 364).

Dicyclina sp. — Munier-Chalmas, 1887 (part.), C. R. Somm. Soc. Géol. France,
n. 7, p. 31.

(*) Ringrazio il Prof. W. Maync che molto gentilmente ha esaminato le mie
sezioni sottili confermando la determinazione di Anchispirocyclina lusitanica (Egger).

~ 221 —

Spirocyclina sp. — Munier-Chalmas, 1887 (part), ibid., p. 31.

Dicyclina lusitanica Choffat (Orbiculina). — Choffat, 1887, Rech. Terr. Sec. Sud.

Sado, voi. 1, n. 2, p. 268, etc. {nomen nudiim).

Spirocyclina infravalanginiensis Choffat (Orbiculina) — Choffat, 1887, ibid., p.
273, etc. (nomen nudum).

Dicyclina lusitanica Choffat — Bertrand, 1897, Bull. Soc. Géol. Trance, ser. 3,
voi. 25, n. 7, p. 721 (nomen nudum).

Spirocyclina infravalanginiensis Choffat — Bertrand, 1897, ibid., p. 721 (nomen
nudum).

Dicyclina lusitanica — Egger, 1902, K. Bayer. Akad. Wiss. Miinchen, Math-Phys.

CL, Abh. Cl. 2, voi. 21, part. 3, pp. 585-586, tav. 6, figg. 3-5.

Spirocyclina infravalanginiensis (sic) — Egger, 1902 (part), ibid., pp. 586-591,
tavv. 3-6.

Meandropsina vidali Schlumberger — Egger, 1902, ibid., p. 586, etc., tavv. 3-6.
Iherina lusitanica Choffat — Munier-Chalmas, 1902, Bull. Soc. Géol. France,

ser. 4, voi. 2, p. 350.

Spirocyclina choffati Munier-Chalmas — Egger, 1902, K. Bayer, Akad. Wiss
Miinchen, Math.-Phys. Cl. Abh. Cl. 2, voi. 21, tav. 3, p. 673, etc.

Spirocyclina choffati Munier-Chalmas — Schlumberger & Choffat, 1904, Bull.

Soc. Géol. France, ser. 4, voi. 4, n. 3, p. 358, etc. tavv. 9-10.

Spirocyclina choffati Munier-Chalmas var. lusitanica — Schlumberger &
Schoffat, 1904, ibid. p. 367.

Spirocyclina choffati Munier-Chalmas var. infravalanginiensis — Schlumberger

& Choffat, 1904, ibid., p. 367.

Spirocyclina choffati Munier-Chalmas var. euxina — Charles, 1933, Bull. Soc.

Géol. France, ser. 5, voi. 2, n. 5-7, pp. 465-475, tav. 27, figg. 1-7.

Spirocyclina lusitanica (Choffat) — Maync, 1938, Eel. Geol. Helv., voi. 31,

n. 1, p. 61.

Spirocyclina infravalanginiensis (Choffat) — Maync, 1938, ibid., p. 61, etc., tav.
4, fig. 11.

Spirocyclina choffati Munier-Chalmas var. infravalanginiensis Choffat — Lucas,
1942, Bull. Service Carte Géol. Algérie, ser. 2 (Strat., Descr. Gén.) n. 16, pp.
387, 396, 402, etc.

Spirocyclina choffati Munier-Chalmas — Bdnt, 1944, Bull. Soc. Géol. France,

ser. 5, voi. 12 (1942), pp. 336-342.

Non Spirocyclina (Spirocyclina) cf. infravalenginiensis Choffat — CoLOM, 1847,
Estud. Sed. Prof. Baleares, pp. 75-76, tav. 14, figg. 1-2,

Spirocyclina sp. Munier-Chalmas — Henson, 1948, Larger imperi, foram. S.W. -
Asia, pp. 19-20 ; tav. 10, fig. 8 ( ?), 9 ; tav. 13, figg, 1-2.

Anchispirocycliìia henbesti — Jordan & Applin, 1952, Cush. Found. Foram. Res.

Contr., voi. 3, tav. 1, pp. 3-5; tav. 2, figg. 1-4; tav. 3, figg. 1-3.

Choffatella zireggensis — Sigal, 1952, Congr. Intern. Géol. 19 Monogr. Rég. ser. 1
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Spirocyclina infravalanginiensis Choffat — Rat, 1955, C. R. Acad. Se., voi. 239
(1954) pp. 1820-1821.

Spirocyclina infravalanginiensis — Aurouze & BizoN, 1955, Bull. Soc. Géol. France,
ser. 6, voi. 5, pp. 51-54, tav. 1 b, figg. 1-6.

— 222 —

Spirocyclma choffati Muniek-Chalmas var. infravalanginiensis Choffat — Zbys-
zevvski, 1955. Serv. Geol. Portugal, Not. Explic. Carta Geol. Arred. Lisbon, p. 26.
Spirocyclina choffati Munier-Chalmas var. lusitanica Choffat — Zbyszewski,
1955, ibid., p. 27.

Spirocyclina choffati Munier-Chalmas — Magne, 1955, in Emberger, Bull. Soc.

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« Spirocyclina » lusitanica Choffat — Maync, Ms, Congr. Géol. Intern., 20 (Mexico)
1956 Cretaceous Symposium.

« Spirocyclina » infravalanginiensis Choffat — Maync, ibid.

« Spirocyclina » lusitanica — Maync, 1958, Cush. Found. Foram. Res. Contr., voi.
9, pt. 1, p. 1.

« Spirocyclina » infravalanginiensis — Maync, 1958, ibid., p. 1.

« Spirocyclina » lusitanica — Maync, 1958, Cush. Found. Foram. Res. Contr., voi.
9,pt. 3, pp. 53 e 55.

« Spirocyclina q infravalanginiensis — Maync, 1958, ibid. p. 53 e 55.

Iherina lusitanica (Egger) emend. Maync — Maync, 1959, Micropai., voi. 5, n. 1,
pp. 41-59, tavv. 2 e 9.

Anchispirocyclina lusitanica (Egger) — Loeblich e Tarpan, 1964, Pratista in
Moore, Traitise on Invertebrate Paleontology, parte C, voi. 1, pag. 233, fig. 147.

Osservazioni

Dopo aver compiuto lo studio critico delle forme riferibili a « Iberina
lusitanica » (Egger), Maync (op. cit.) ha dato della specie una diagnosi
nuova, corredandola con una dettagliata descrizione dell’olotipo e con
numerose illustrazioni di esemplari variamente sezionati.

Tale diagnosi è stata confermata da Loeblic & Tappan (1962) i
quali hanno tuttavia ritenuto di dover porre la specie in sinonimia con
Anchispirocyclina lusitanica (Egger).

In base alle osservazioni condotte sulla variazione delle dimensioni
e delle forme dei gusci in rapporto alle variazioni del diametro della
camera embrionale, Maync è giunto a riconoscere nella specie « Iberina
lusitanica » (Egger) un caso di trimorfismo.

La specie citata presenta, infati, tre tipi di gusci che possono essere
messi in relazione alle tre generazioni Aj , A2 , e B.

Le forme presenti nei campioni del M. Alpi hanno tutte guscio
piccolo, a simmetria bilaterale, con camere ad avvolgimento pianospiralato
(come in Choffatella) e proloculus relativamente grande.

La struttura interna è del tutto tipica.

Poiché gli individui rinvenuti sono stati esaminati esclusivamente
in sezione, non è stato possibile misurare con esattezza le dimensioni
dei gusci. Si è potuto solo stabilire che questi hanno una larghezza che

— 223 —

varia intorno a 1,25 mm, mentre i diametri delle camere embrionali
oscillano tra 0,07-0,15 mm^ le forme con proloculus più ampio mostrano
comunque guscio proporzionalmente più grande.

Le forme osservate possono essere ritenute appartenenti alla gene¬
razione Al della specie Anchispirocyclina lusitanica (Egger). Secondo
gli studi di Maync, infatti, la generazione Ai di tale specie è rappresen¬
tata da individui megalosferici, che hanno guscio di piccole dimensioni
e proloculus con diametro variabile da un minimo di 60 micron fino
ad un massimo di 260 micron: i gusci di larghezza inferiore a 0,2 mm
presentano proloculus con diametro di circa 140 micron.

Ricordo che in passato gli individui con tali caratteristiche morfo¬
logiche venivano riferiti alla specie Spirocyclina infravalanginiensis
(Choffat).

Come è noto, la presenza, nei campioni studiati, di individui rap¬
presentanti solo la generazione Ai può essere messa in relazione a sfavo¬
revoli condizioni ambientali che hanno causato squilibri nei processi
riproduttivi.

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TAVOLA I.

Figg. 1-4. — Anchispirocyclina lusitanica (Egger), x 40. Campione C 30 M. Alpi.

1 - Sezione leggermente obliqua rispetto al piano di simmetria, passante

per la camera embrionale. Sezione sottile C 30/3.

2 - Idem. Sezione sottile C 30/2.

3 - Idem. Sezione sottile C 30/1.

4 - Idem. Sezione sottile C 30/4.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968.

E. Luperto Sinni - Sulla presenza di
Anchispirocyclina, eco, Tav, I.

i

TAVOLA IL

Figg. 1-4. — Anchispirocyclina lusitanica (Egger), x 40. Campione C 30 M. Alpi.

1 - Sezione trasversale, molto obliqua rispetto all’asse di avvolgimento

del guscio. Sezione sottile C 30/2.

2 - Sezione obliqua, marginale esterna. Sezione sottile C 30/1.

3 - Sezione quasi perpendicolare all’asse di avvolgimento. Sezione sottile

C 30/2.

4 - Sezione molto obliqua. Sezione sottile C 30/4.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968.

E. Luperto Sinni - Sulla presenza di
A.nchispirocyclina, ecc. Tav. IL

TAVOLA IH.

Figg. 1-2. — Anchispirocyclina lusitanica (Egger), x 40. Campione C 30. M. Alpi.

1 - Sezione sottile C 30/4.

2 - Sezione sottile C 30/4.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968.

E. Luperto Sinni - Sulla presenza di
Anchispirocyclina, ecc. Tav. III.

1

TAVOLA IV.

Figg. 1-2. — Anchispirocyclina lusitanica (Eggek), x40. Campione C 30. M. Alpi.

1 - Sezione sottile C 30/2.

2 - Sezione sottile C 30/2.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968.

E. Luperto SiNNi - Sulla presenza di
Anchispirocyclina, ecc. Tav. IV.

1

TAVOLA V.

Figg. 1-2. — Anchispirocyclina lusitanica (Egger), x40. Campione C 30. M. Alpi.

1 - Sezione sottile C 30/4.

2 - Sezione sottile C 30/4.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968,

E. Lupekto SiNNi - Sulla presenza di
Auchispirocyclina, ecc. Tav. V.

TAVOLA VI.

Figg. 1-2. — Anchispirocyclina lusitanica (Egger), x40. Campione C 30. M. Alpi.

1 - Sezione sottile C 30/2.

2 - Sezione sottile C 30/2.

Boll. Soc. Nat., in Napoli, 1968.

E. Luperto Sinni - Sulla presenza di
Anchispirocyclina, ecc. Tav. VT.

Boll. Soc. Natur. in Napoli

voi. 77, 1968, pp. 227-234, 1 tav.

Presènza di Protopeneroplis striata Wéynschenk
in alcuni strati di calcari oolìtìci del Gargano

Note del Socio ELENA LUPERTO SINNI
(Tornata del 29 novembre 1968)

Riassunto. — - L’Autore riferisce circa il rinvenimento in alcuni campioni di
calcari colitici prelevati in varie località del Promontorio del Gargano e (comprese
nel Foglio 156 « S. Marco in Lamis ») di una microfauna del Dogger superiore-Malm
inferiore cestinila da :

Protopeneroplis striata Weynschenk, Labyrinthina mirabilis Weynschenk, Tro-
cholina spp. Pseudocyclanimina lituus ( Yokoyama), Conicospirillina basiliensis

Molher. N odophthalmidium jurassicuni Carozzi, Involutina turgida Kristan, ecc..

L’Autore aggiunge alcune considerazioni di carattere cronostratigrafico e paleo¬
ecologico.

Resumé. — L’étude micrapaléontologique d’échantillons de calcaires oolithiques
provenant de quelques localités du Promontoire du Gargano (situées dans le feuille 156
« S. Marco in Lamis ») a permis d’observer une microfaune du Dogger supérieur-Malm
inférieur composées de :

Protopeneroplis striata Weynschenk, Labyrinthina mirabilis Weynschenk, Tro-
cholina spp. Pseudocyclammina lituus (Yokoyama), Conicospirillina basiliensis

Molher. N odophthalmidium jurassicurn Carozzi, Involutina turgida Kristan, ecc..

L’Auteur ajoute quelques considérations chronostratigraphiques et paléoécologiques.

Recentemente l’Istituto di Geologia e Paleontologia dell’Università
di Bari ha iniziato indagini sui caratteri lito e biostratigrafici delle for¬
mazioni affioranti nell’area comprendente il Promontorio del Gargano.
Tali indagini sono state limitate, in via preliminare, alla zona corri¬
spondente a quella della Tavoletta 156 II NE « Monte Spigno » della
Carta Geologica d’Italia : le ricerche saranno estese a gran parte del
territorio incluso nel F° 156 « San Marco in Lamis ». (*)

(*) Istituto di Geologia e Paleontologia.

— 228 ~

In un recente rilevamento di dettaglio della già ricordata tavoletta
(Corrado, 1967, op. ined.) sono stati distinti i sottoindicati termini
litostratigrafici :

g) detriti di falda

f) depositi alluvionali recenti

e) depositi eluviali e colluviali ( « terre rosse »)

d) calcareniti di Vadovara

c) calcari e dolomie di lazzo Sancina

b) calcari colitici di M. Spigno

a) calcari di scogliera di M. di Mezzo*

Secondo l’Autore del rilevamento, i termini a), b) e c) corrispon¬
dono rispettivamente alle formazioni: Calcari di scogliera di M. Sacro,
Calcari colitici di Coppa Guardiola e Calcari e Dolomie di M, lacote-
nente, già distinte e definite nelle loro caratteristiche dai rilevatori del
F° 157 (( Monte S. Angelo » (v. in proposito Pavan & Pirini, 1965 e
Martinis & Pavan, 1967).

Anche nell’area studiata nel corso del già ricordato rilevamento,
le formazioni dei Calcari di scogliera di M. di Mezzo, dei Calcari coli¬
tici di M. Spigno e dei Calcari e delle Dolomie di lazzo Sancina risul¬
terebbero, almeno in parte, eteropiche tra loro.

Analogamente a quanto è stato osservato in vicine aree dai prece¬
denti autori citati, secondo Corrado (op. cit.) le tre formazioni anzi¬
detto sono riferibili a tre diversi ambienti di sedimentazione, tipici
dei complessi di scogliera.

I Calcari di M. di Mezzo affiorano lungo una fascia dall’andamento
piuttosto irregolare, che attraversa la parte settentrionale dell’area della
tavoletta e comprende da E verso 0 : Coppa Calda, Inversa delle Ripe,
M. di Mezzo, M. Pizzuto, M. Vernone, Chiancata dell’Acero.

Essi rappresenterebbero la facies di scogliera propriamente detta
(bank-reef). Sono calcari bianchi e rosati, massicci, a volte cariati. Si
tratta di rocce tipicamente compatte, che' solo a tratti presentano una
struttura breccioide o vacuolare ( gli elementi detrici sono verosimil¬
mente quelli di accumulo interstrutturale).

II contenuto paleontologico è dato da fossili caratteristici di sco¬
gliera : Coralli in prevalenza. Alghe calcaree e nella parte superiore,
Ellipsactinie.

— 229 —

Il Calcare oolitico di M. Signo, che rappresenterebbe la zona di
retroscogliera (back-reef), è osservabile a sud dell’area di affioramento
del Calcare di M. di Mezzo e precisamente, da E verso 0, nelle località :
Voscari, Volparella, M. Croce, M. Spigno, Coppa Postofitto, Cime Tale¬
gro. Esso è essenzialmente costituito da calcari detritici ( da grossolani
a fini), da calcari compatti di color nocciola a frattura concoide, nonché
da calcari colitici e pseudoolitici. Tali rocce si succedono verticalmente
con alternanze o passano fra loro lateralmente.

Il Calcare di M. Spigno ha una stratificazione regolare (tranne che
nella fascia ad immediato contatto con i Calcari massicci di M. di Mezzo).

Infine i Calcari e le Dolomie di lazzo Sancina che rappresentereb¬
bero la transizione fra i sedimenti di scogliera e quelli di mare aperto,
affiorano in un piccolo lembo nella zona nord-orientale della tavoletta.
Per quello che è stato accertato nel corso del rilevamento, essi sono
costituiti da un’alternanza di grossi banchi di dolomie bianche e di
calcari dolomitici a grana variabile, da grossolana ( a luoghi con tipi
breccioidi o farinosi) a fine (talora ceroidi, con noduli e liste di selce).
Nella zona di contatto con i calcari di M. di Mezzo sono evidenti i
fenomeni di dolomitizzazione.

I fossili sono piuttosto scarsi e principalmente rappresentati da
Coralli, Alghe calcaree, vari generi di Molluschi ed Ellipsactine nella
parte superiore.

Le tre formazioni sono state riferite al Giurassico superiore in senso
lato. Si sono comunque iniziati studi micropaleontologici e sedimento¬
logici al fine di definire l’età alla quale devono essere riferiti alcuni
livelli delle singole formazioni e allo scopo di meglio comprendere le
condizioni paleoecologiche dei loro ambienti di sedimentazione.

Fra le osservazioni a tal fine compiute sono apparse interessanti
quelle condotte su campioni provenienti da livelli della formazione dei
Calcari colitici di M. Spigno, affioranti nelle seguenti località : NO di
Masseria Mangiatorma, SO di lazzo Morticelli, Cime Talegro, Nevara,
E Caserma della Guardia di Bosco Spigno, Monte Spigno (q 995). Le
sezioni sottili di tali campioni hanno mostrato che i calcari sono detritici,
con elementi di varia natura ( generalmente con abbondanti ooliti o
pseudooliti), cemento calcitico o a volte dolomitico per dolomitizzazione
secondaria ; solo in un caso ( nei campioni provenienti dalla località
lazzo Morticelli) la microlitofacies è apparsa costituita da un calcare
micritico con rare ooliti.

II contenuto microfaunistico osservato è risultato pressoché simile in

— 230 —

tutti i campioni esaminati (variano solo le percentuali delle singole specie
presenti).

Esso è rappresentato da Protopeneroplis striata Weynschenk, La-
byrinthina mirabilis Weynschenk, varie specie di Trocholina^ Pseudo-
cyclammina lituus (Yokoyama), Conicospirillina basiliensis Molher,
N odophthalmidium jurassicum Carozzi, Involutina turgida Kristan.
Sono presenti anche alghe del tipo Baueina^ Cayuexia e Lithocodium^
frammenti di Coralli, frammenti di valve di Brachiopodi, resti di La-
mellibranchi, piccoli Gasteropodi, radioli e frammenti di gusci di Echini.

Il rinvenimento di questa associazione in alcuni livelli del Calcare
di M. Spigno presenta un interesse cronostratigrafico, micropaleontologico
e paleocologico.

Dal punto di vista cronostratigrafico, infatti, la presenza di Protope¬
neroplis striata^ insieme agli altri microfossili citati, permette di attribuire
i livelli in parola al Dogger superiore - Malm inferiore. Inoltre, la pre¬
senza delFassociazione citata permette di rivedere l’opinione, ritenuta fino
ad ora valida, secondo la quale i livelli più antichi affioranti nel pro¬
montorio del Gargano fossero del Titonico medio (in proposito ci si
riferisce agli strati a Saccoconia osservati in località M. Chianconello nella
serie dei calcari con liste e noduli di selce, ( F° 157 II NE), stratigrafi-
camente sotto a livelli con Calpionella alpina Lorenz e Calpionella
elliptica Cadisch e, solo per questo motivo, appunto riferiti al Titonico
medio: v. Zamparelli, 1963).

Dal punto di vista paleocologico si può d’altra parte osservare che
la presenza di Protopeneroplis striata viene sempre più frequentemente
segnalata in strati generalmente detritici del Dogger superiore - Malm
inferiore, affioranti in aree comprese nella Tetide: nel Tirolo (Weyn¬
schenk, 1950), in Israele (Reiss, 1958), nell’Aquitania orientale
(Dafaure, 1958), in Turchia ( Dessauvagie, 1963), nelle Dinaridi e
nel Montenegro (Radoicic, 1963; Farinacci & Radoicic, 1964), nel¬
l’Italia settentrionale (Ferrari, 1969 e 1961), nell’Italia centrale (Raffi
& Forti, 1959; Farinacci, 1964; Colacicchi, 1964; Farinacci &
Rodocic, 1964), nell’Italia meridionale (Luperto, 1961; Luperto
SiNNi, 1966 e 1968) e in Sardegna (Sartoni, 1965).

Le microfacies con Protopeneroplis striata e Trocholina spp., da
quanto finora risulta (Raffi & Forti op. cit. Colicicchi & Pratur-
LON, 1965 a e 1965 b; Crescenti, 1966; e altre opere citate)
sembrano caratterizzare le aree di transizione da ambienti neritici ad
ambienti di mare più aperto e profondo.

— 231 —

Tali microfacies appaiono quindi sempre più significative ed utili
ai fini di correlazioni regionali a grande distanza.

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trav. Lab. Géol. Fac. Se. de Lyon, n. 3, 1-220, figg. 1-32 in testo, tavv. 1-VI,
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Sartoni S., 1965 - Stratigrafia dei terreni sedimentari del Foglio 208 « Dorgoli ».
pennino Meridionale. Giornale di Geologia, s. 2, 29, 161-302, 1 tab., tav. 42,
Bologna.

Tgbler a., 1928 - Uber Pseudocyclammina und Chofjatella ini schweizerischen Jura-
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of thè Sonnwend Mountains of Tyrol Journ. o£ Pai., 75, 793-795, 11, fig. 3,
testo, Tulsa.

Weynschenk R., 1954 - A note on thè Jurassic marker Pseudocyclammina lituus
Yabe and Hanzawa and Labrynthina mirabilis Weynschenk. Micropaleontoloffv, 8,
n. 3, 1-47, New York.

Weynschenk R., 1956 - Some rare Jurassic index foraminifera. Micropaleontology,
n. 3, 2, 283-286, tab. 1, tavv. 1, figg. 3 testo, New York.

SPIEGAZIONE TAV. 1

Fig. 1. — Calcare detritico con P rotopeneroplis striata Weynschenk, Trocholina spp..
Sezione sottile C 8, x 40.

Località: Masseria Mangiatorma (Tav. 156 II NE «Monte Spigno »).

Fig. 2. — Calcare detritico con ooliti con Trocholina spp., Sezione sottile C 33, x 40.

Località: Cime Talegro (Tav. 156 II NE «Monte Spigno»).

Boll. Soc. Nat. in Napoli, 1968.

E. Luperto Sinni - Presenza di Protopeneroplis
striata Weynschenk, ecc. Tav. I.

Fig. 2.

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PARTE PRIMA

Moncharmont Zei M. — I foraminiferi di alcuni campioni di fondo

prelevati lungo la costa di Beirut (Libano) , . . . » pag. 3

Radina B. — Studi geologici e applicazioni geofisiche in alcuni problemi

di ingegneria civile in Puglia e Lucania . . . . . . » 35

Cocco E., Pescatore T. — Scivolamenti gravitativi (olistostromi) nel

flysch del Cilento (Campania) . = . . . , . . » 51

Luperto SiNNi E. — Nummofallotia apula n. sp. Foraminifero del

Cretaceo superiore delle Murge 93

PiERANTONi A. — Azione di cianui'i e metalli pesanti sulla fauna ittica » 103

CiPFiTELLi G. — Le associazioni dei minerali pesanti nel flysch del

Cilento (M. della Stella) 109

Sgrosso L, Torre M. — Su alcuni affioramenti terziari dei dintorni di

Monteroduni (Matese) 131

Sgrosso L — Note biostratigrafiche sul M. Vesole (Cilento) ...» 159

Luperto Sinni E. — Microfauna bathoniana del M. Alpi ...» 181

Radina B. — Risultati geologici di perforazioni eseguite nei dintorni

di Brindisi ............ 207

Luperto Sinni E. — Sulla presenza di Anchispirocyclina lusitanica (Eg-

ger) nel Giurassico superiore del M. Alpi . . . . . . » 219

Luperto Sinni E. — Presenza del Protopeneroplis striata Weynschenk

in alcuni strati di calcari colitici del Gargano . . . . . » 227

Finito di stampare
in Napoli

nello Stab. Tip. G. Genovese
il 10 febbraio 1969

Direttore responsabile: Prof. MICHELE FUI ANO

Autorizzazione della Cancelleria del Tribunale di Napoli - n, B 649 del 29-11-1960

Art. 16. — Dato il tipo di carta adottato per la stampa del Bollettino la maggior parte
delle figure andranno inserite nel testo. Le didascalie delle tavole fuori testo saranno inserite
nel testo. Le didascalie delle tavole fuori testo saranno inserite nella pagina a fronte della
tavola stessa.

Art. 17. — Le illustrazioni nel testo devono essere indicate come figure e portare
una numerazione indipendente e progressiva. È consigliabile che gli originali per le illu¬
strazioni siano di dimensioni superiori a quelle definitive (^2 o 2 volte quelle definitive).
Le dimensioni massime delle figure del testo devono essere di cm 11 x 18.

Art. 18. — Le tabelle andranno contrassegnate con una numerazione indipendente e
progressiva. Per eventuali tabelle con dati numerici o elenchi di nomi con segni o grafici
è consigliabile preparare un originale ad inchiostro di china o dattiloscritto da cui possa
essere ricavato uno zinco. Salvo casi di impossibilità, dette tabelle non dovranno superare
le dimensioni di cm 11 X 18.

Art. 19. — Le note a piè pagine devono portare una numerazione indipendente e
progressiva dall’inizio del lavoro. Nel dattiloscritto esse vanno presentate a parte, tutte
riunite in successione e numerate.

Art. 20. — La bibliografia sarà raccolta alla fine del testo e prima delle didascalie
delle tavole fuori testo, e sarà preparata evitando la numerazione progressiva secondo il
fac-simile seguente, ad eccezione di quelle discipline per le quali valgono norme interna¬
zionali diverse I

Onesto F. 1966 - Morfologia della regione articolare alare e delle pleure nei plecotteri.

Boll. Soc. Natur. in Napoli, 74 (1965), fase. I, pp. 22-39, 8 figg., 2 tabb.,

2 tavv., Napoli,
e cioè nell’ordine;

— cognome dell’Autore in maiuscoletto seguito dalle iniziali del nome, i prefissi di
casato (di, de, von, van) premessi al cognome non influiscono sulla posizione nell’ordine
alfabetico del cognome di un Autore;

— virgola ;

— anno di pubblicazione del lavoro: se dello stesso j^utore si citano diversi lavori
dello stesso anno, l’anno sarà fatto seguire da lettere alfabetiche minuscole (esempio; 1965a,
1965b, ecc.); nel caso di pubblicazioni accademiche o di periodici che siano editi con data
diversa da quella del volume, la data di edizione sarà quella riportata all’inizio, mentre
l’altra verrà riportata, tra parentesi tonde, dopo l’indicazione del volume;

— trattino;

— titolo del lavoro completo ed in corsivo ( sottolineato nel dattiloscritto) ;

— punto;

— titolo del periodico abbreviato; per le opere non pubblicate in periodici indicare
nell’ordine l’editore e la città presso cui sono state stampate ;

— virgola (qui, come dopo ognuno dei dati che seguono);

— serie, ove esiste (per es. ; ser. 5,);

— numero del volume in neretto (donpia sottolineatura, la prima semplice e la seconda
serpentina, nel dattiloscritto) (esempio; 75);

— data corrispondente al volume del periodico, tra parentesi tonda ;

— numero del fascicolo o di qualsiasi altra suddivisione del volume (helft, part,
numero, ecc.), quando si tratti di periodico che non ha la paginazione continua per tutto
il volume ;

— indicazione della pagina iniziale e finale (esempio; pp. 22-39); se il lavoro non
fa parte di un periodico a paginazione progressiva, o uuesL’ultima non è nota, o il lavoro
costituisce da solo un volume, si indica unicamente il totale delle pagine ( esempio ; 18
pp. o 1 p.) ;

— indicazione delle figure nel testo con gli es^>‘emi della numerazione se essa sia
progressiva per il periof^ico (esempio; figg. 3-12 o fig. 7), o del totale se non Io è
(esempio; 12 figg. o 1 fig.);

— indicazione delle tabelle (tab. o tabb.) come per le figure nel testo;

— indicazione delie tavole (tav. o tavv.) come per le figure nel testo ;

— città in cui viene stampato il periodico o il volume ;

— punto.

Le indicazioni di città, figure, tabelle e tavole sono facoltative ma in genere, in uno
stesso lavoro, per ragioni di uniformità esse devono essere fornite per tutte le voci della
bibliografia o eliminate per tutte. Si prega comunque di sostituire i numeri romani con
cifre arabe, a meno che ciò non ingeneri confusione.

IKDICE DELLA' PARTE ^PRIM‘A

xAIoncharmont Zei M. — I foramìniferi di alcuni campioni di fondo

prelevati lungo ‘ la costa di . Beirut (Libano) . . . . . pag. '3

* Radina B. — Studi geologici e applicazioni geofisiche in alcuni problemi

di ingegneria civile in Puglia e Lucania . . . . . . » 35

‘ Cocco E., Pescatore T. — Scivolamenti gravitativi ( olistostromi) nel

flysch del Cilento , (Campania) . . . . . . . . » 51

Luperto SiNNi E. — Nummofallotia apula n. sp. Foraminifero del

Cretaceo superiore delle' Murge . . . . . . . . .. . . » 93

. PiERANTONi A. — Azione di cianuri e metalli pesanti sulla fauna ittica » 103

CiPPiTELLi G. — Le associazioni dei minerali pesanti nel flysch del

Cilento (M. della Stella) ... . ... . . » 109

Sgrosso L, Torre M. — Su alcuni affioramenti terziari dei dintorni di

Monteroduni (Matese) . . . ... . . . . » 131

Sgrosso L — Note biostratigrafiche sul M. Vesole (Cilento) ...» 159

Luperto Sinni E. — Microfauna bathoniana del M. Alpi ...» 181

Radina B. — Risultati geologici di perforazioni eseguite nei dintorni

di Brindisi ............ 207

Luperto Sinni E. — Sulla presenza di Anchispirocyclina lusitanica (Eg-

ger) nel Giurassico superiore del M. Alpi . » 219

! Luperto Sinni E. — Presenza del Protopeneroplis striata Weynschenk

1 in alcuni strati . di calcari colitici del . Gargano . . . . . » 227

BOLLETTINO

WSLLA

SOCM BEI NATURAUSTI

VOLUME LXXVII - 1968

PARTE SECONDA

PUBBLICATO SOTTO GLI AUSPICI DEL CONSIGLIO NAZIONALE DELLE RICERCHE

NAPOLI

Stabilimento Tipografico G. Genovese
Pallonetto S. Chiara, 22
1969

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Art. 1. _ La stampa delle note è subordinata all’approvazione da parte del Comitato

di Redazione che è costituito da tre membri designati dai Consiglio Direttivo nel suo
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sario ha facoltà di chiedere il parere consultivo di altri soci.

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stampa e la nota deve essere ripresentata in altra Tornata o Assemblea.

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Art. 8. — A cura del Redattore in calee ad ogni lavoro sarà indicata; la data di
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grafica dei lavori è necessario che il testo venga presentato dattiloscritto in cartelle di
25 righe, ciascuna con 60 battute.

Art. io. — l’Autore indicherà in calce al dattiloscritto l’Istituto o l’Ente presso cui
il lavoro è stato compiuto e l’eventuale Ente finanziatore della stampa e delle ricerche.

Art. 11. — Le note saranno accompagnate da due riassunti, da cui si possa ricavare
chjaraTnmte la parte sostanziale del lavoro. Uno dei due riassunti sarà in italiano e l’altro
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Art. 13. — I caratteri disponibili per la stampa sono i seguenti; maiuscolo ^

maiuscoletto - , corsivo - , tondo; in corpo 10 e corpo 8. L’Autore potrà

avanzare proposte mediante le sottolineatiu'e convenzionali prima riportate. La scelta defi¬
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Art. 14. — Nel dattiloscritto si raccomanda di indicare con dopr>?a sottolineatura
( maiuscoletto) i nomi degli Autori e con la sottolineatura semplice ( corsivo) i titoli dei
lavori nella bibliografia, i nomi scientifici ladini ed i termini stranieri.

Art. 15. — Le illustrazioni che corredano il testo saranno accompagnate da brevi
esaurienti didascalie nelle stesse lingue dei riassunti.

ERRATA - CORRIGE

De Cunzo T., Tavernier A.: Primi risultati delle indagini polliniche nel bacino
lacustre del vallo di Diano.

La didascalia della fig. 3 a pag. 476 si riferisce alla fig. 4 di pag. 477.

La didascalia della fig. 3 deve essere la seguente : Diagramma cumulativo rappre¬
sentante le percentuali delle essenze.

La esistente didascalia della fig. 4 va annullata.

[etto a.: Frane di scoscendimento nell’ Aspromonte tirrenico (Calabria), ecc.
Nella bibliografia aggiungasi ;

Desio A., 1959 - Geologia applicata all’ingegneria. Hoepli, Milano.

BOLLETTINO

DELLA

SOCIETi m NATURALISTI

VOLUME LXXVli - 1968

PARTE SECONDA

PUBBLICATO SOTTO GLI AUSPICI DEL CONSIGLIO NAZIONALE DELLE EICEKCHE

NAPOLI

Stabilimento Tipografico G. Genovese
Pallonetto S. Chiara, 22
1969

CONSIGLIO DIRETTIVO

TRIENNIO 1966 - 69

Prof. Angiola Maria Maccagno -

Prof. Arturo Palombi

Prof. Bruno D’Argenio

Prof. Giuseppe Imbò

Prof. Francesco Scarsella

Prof. Antonio Scherillo

Prof. Pio Vittozzi

REDATTORE

Presidente

Vice Presidente

Segretario

Consigliere

Consigliere

Consigliere

Consigliere

Dr. Antonio Vallario

Boll. Soc. Natur. in Napoli

voi. 77, 1968, pp. 239-246, 1 fig., 1 tav.

Il Trias della parete orientale del Corno Grande
(Gran Sasso d^Italla) D

Nota del Dott. DOMENICO ALESSANDRI
e dei Soci PAOLO SCANDONE e FRANCESCO SCARSELLA

(Tornata del 28 giugno 1968)

Riassunto. — Viene segnalata la presenza di terreni fossiliferi norici affioranti
lungo la parete sud-orientale del Corno Grande (Gran Sasso). La successione riscon¬
trata dal basso in alto è la seguente :

а) alternanza di dolomie bituminose nerastre, straterellate, stromatolitiche, e
di dolomie bianche in strati e banchi ;

б) dolomie in strati e banchi con Megalodon sp. e Worthenia solitaria (Ben.);
c) dolomie massicce con rari megalodontidi. Queste ultime sono ricoperte stra-

tigraficamente dal calcare massiccio hettangiano.

Vengono inoltre descritti alcuni particolari della struttura tettonica del Corno
Grande.

Abstract. — Writers report a norian fossiliferous sequence outcropping along
thè vertical face of south eastern side of Corno Grande (Gran Sasso d’Italia).

The sequence consista of three members :

a) thin bedded blackish stromatolitic dolomites and alternating thicker bedded
white dolomites ;

b) well bedded whitish dolomites with Megalodon sp. and Worthenia soli¬
taria (Ben.);

c) unbedded whitish or yellowish cellular dolomites with rare Megalodontidae.
These dolomites are overlain by lower Basic limestones (« calcare massiccio »).

Writers, moreover, describe thè tectonic framework of Corno Grande. (*)

(*) Lavoro stampato con il contributo del Comitato per le Scienze geologiche
e minerarie del C.N.R.

— 240 —

Il Corno Grande (q» 2912) costituisce, come è noto, la cima del
Gran Sasso d’Italia, che è la montagna più elevata e a morfologia più
aspra della catena appenninica. Esso si articola in un gruppo di vette che
sono la Vetta Occidentale, la Centrale e l’Orientale, limitate tutt’intorno
da più o meno aspre pareti, la più imponente delle quali è la parete
E che si erge verticalmente per circa 1400 metri dai boschi di S. Nicola
(q. 1500) alla Vetta Orientale (q. 2885).

Il rilevamento di questa zona è senza dubbio facilitato dalla ma¬
gnifica esposizione che offrono i terreni, ma è al tempo stesso reso di
una certa difficoltà dalle condizioni morfologiche che obbligano spesso a
procedere con mezzi e sistemi alpinistici. Dal punto di vista logistico è
stato di grande utilità il nuovo confortevole Bivacco Bafile, situato a
mezz’altezza della parete sud, che ha rappresentato un punto d’appoggio
durante lo studio del Fosso della Valle dell’Inferno, dove, come vedremo,
affiorano i termini più antichi della serie.

Lo studio di dettaglio delie pareti orientale e meridionale del Corno
Grande, effettuato in scala 1:5090, ha consentito di accertare la pre¬
senza del Trias alla base del calcare massiccio hettangiano, in precedenza
supposto (Baldacci e Canavari 1884, Cassetti 1910, Catalisano
1948, Moretti 1949, Scarsella 1957) ma non provato paleontologica¬
mente, nonché di chiarire maggiormente la struttura tettonica del Corno
Grande.

Circa la serie stratigrafica del Gran Sasso si rimanda ai lavori di
Renz (1951), Scarsella ( 1953-59), Zamparelli (1964, 1967) con
relative bibliografie, al lavoro di Sacco (1907) per l’ampia bibliografia
contenuta, e ai fogli della Carta Geologica d’Italia 139 L'Aquila e 140
Teramo. In questa nota descriveremo soltanto i termini triassici che,
come detto, sono stati accertati paleontologicamente per la prima volta.

He ^ ^

Il Trias affiora nella parte bassa della parete SE del Corno Grande,
ed è costituito da dolomie fossilifere del Nerico. L’affioramento è limi¬
tato a S da una faglia con direzione E-W e immersione S (faglia della
Valle dell’Inferno) che mette a contatto le dolomie con i calcari liassici
e giurassici del M. Aquila; ad E da una faglia inversa (faglia Valle
dell’Inferno- Antecima N della Vetta Orientale) che fa sovrapporre le
dolomie alle marne del Lias sup., ai calcari con selce del Lias medio
e al calcare massiccio hettangiano, in giacitura rovesciata. A nord e ad

— 241 —

ovest le dolomie triassiche fanno regolare passaggio stratigrafico al cal¬
care massiccio.

La sezione è stata rilevata nel Fosso della Valle dell’Inferno, subito
sopra alla grande cengia, per la porzione inferiore ; lungo il Canalone
Haas-Acitelli, soprattutto in sinistra orografica, per la restante parte. In
base ai caratteri litologici è possibile distinguere dal basso in alto :

a) dolomie bituminose grige e nere, sovente stromatolitiche, stra-
terellate e fogliettate, alternate a dolomie bianche in strati e banchi.

Le dolomie bituminose hanno grana finissima, e le strutture stroma¬
tolitiche sono perfettamente conservate. Le dolomie bianche hanno strut¬
tura microcristallina o saccaroide ; in quelle a grana più fine è possibile
riconoscere, ma con frequenza minore rispetto a quelle bituminose, le
lamine stromatolitiche.

Procedendo verso la parte alta della serie le dolomie bituminose
si riducono progressivamente, finche scompaiono, e si passa ad una suc¬
cessione di dolomie bianche e giallastre, in strati e banchi.

Lo spessore di questa parte della serie è di circa 60 metri.

b) dolomie in strati e banchi a Megalodon e W orthenia.

Questa parte della successione è costituita da dolomie biancastre e

nocciola chiare a struttura microcristallina o saccaroide, in strati e banchi
dello spessore assai variabile, da 50 cm a 4-5 metri.

Il passaggio dal termine inferiore a) è graduale e si realizza con la
scomparsa dei livelli bituminosi e con l’aumento dello spessore medio
degli strati. Il limite superiore è invece netto, ed è costituito da un
pacco di dolomie straterellate dello spessore di circa 20 metri che deter¬
mina lungo la parete una cengia discontinua, ma facilmente individuabile
intorno alla quota 2300.

I fossili, abbastanza frequenti, sono rappresentati da Megalodon sp.,
W orthenia solitaria (Ben.), gasteropodi ind., piccoli coralli individuali.
I Megalodon costituiscono ricche biocenosi in banchi biostromali dello
spessore di 4-5 metri, alternati a strati e banchi sterili. Si rinvengono
per lo più in posizione fisiologica, con l’umbone rivolto verso il basso.

Lo spessore di questa parte della successione è di circa 350 metri.

c) dolomie massicce « cariate ».

La roccia, priva di stratificazione, di colore bianco o giallastro, ha
struttura saccaroide e più spesso macrocristallina ; talvolta è possibile rico¬
noscere una tessitura ruditica grossolana ( conglomerati intraformazionali
dolomitizzati?). Una caratteristica peculiare di queste dolomie è l’abbon¬
danza di cavità da dissoluzione del diametro sino a 50-60 cm, che con¬
feriscono alla roccia un aspetto « cariato » o « cavernoso ».

16

— 242 —

Colonna stratigrafica del Trias del Corno Grande. 1. dolomie stromatolitiche, bitu¬
minose. - 2. dolomie regolarmente stratificate, in strati e in banchi. - 3. dolomie
massicce. - 4. « calcare massiccio » hettangiano.

— 243

Il limite inferiore è, come si è detto, molto netto ; altrettanto può
dirsi per il limite superiore, che è costituito da un altro pacco di dolo¬
mie straterellate dello spessore di circa 40 metri che formano lungo la
parete una seconda cengia abbastanza marcata alia base del calcare mas¬
siccio hettaiigiano, intorno alla quota 2400.

I fossili sono rappresentati da rari megalodontidi.

Lo spessore della dolomia « cariata » .è di circa 100 metri.

s|s * ^

Dal punto di vista strutturale è stato possibile individuare una serie
di faglie, a movimento traslativo e rotatorio molto complesso, che divi¬
dono il Corno Grande in tre parti ben distinte tra loro :

a) la prima parte, comprendente le Vette Occidentale e Centrale
e gran parte della Vetta Orientale, è rappresentata da un pacco a giaci¬
tura suborizzontale costituito dalle dolomie sopra descritte e dal calcare
massiccio hettangiano, limitato a S dalla faglia della Valle delFInferno
e ad E e a NE dalla faglia inversa Valle delFInferno- Antecima N ;

b) la seconda parte, comprendente una piccola porzione della
Vetta Orientale s. str. e tutta la massa dell’ Antecima N, è costituita da
calcare massiccio con strati subverticali immergenti, come si può vedere
molto bene lungo lo spigolo N, a NNE. È limitata a S dalla faglia Valle
delFInferno-Antecima N, e ad E e a NE da un’altra faglia inversa che
va dal Passo delle Scalette alla Comba sotto la « Farfalla », dove è tron¬
cata dalla faglia precedente ;

c) la terza parte, infine, a oriente delle due faglie suddette e topo¬
graficamente ad esse sottostante, comprende tutta la fascia medio-inferiore
della parete E, ed è costituita da un pacco in giacitura rovesciata verso
ENE che comprende tutta la serie dal calcare massiccio hettangiano
alla formazione marnoso-arenacea del Miocene medio-superiore.

Napoli, Istituto di Geologia dell’ Università, 1968.

— 244 —

BIBLIOGRAFIA

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Sasso d'Italia. Boll. R. Uff. Geol. d’It., 61, pp. 265-283. Roma.

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{Gran Sasso d’Italia). Boll. Soc. dei Nat. in Napoli, 75, pp, 553-560. Napoli.

TAVOLA I.

La parete orientale del corno grande vista da ne
(strada Isola del Gran Sasso - S. Nicola)

L dolomie (Trias); 2. «calcare massiccio» (Lias inf .) ; 3. calcari con selce e marne
(Lias medio e sup.); 4. calcari di scogliera (Giurassico); 5. maiolica (Giurassico
sup, - Cretacico inf.); 6. calciruditi e calcareniti (Cretacico medio); 7. scaglia
(Cretacico sup. - Eocene); 8. marne rosse e verdi (Eocene - Oligocene?); 9.
calcari glauconitici (Miocene inf.); f. faglia Valle dellTnferno - Antecima N;
F. faglia Passo delle Scalette - comba sotto la Farfalla.

So: . Natu.'alisii i: i . rato^;. : > 1 . l i ,N. K : h: \; !■ i .;S Fi ' Jl • rtas .-ivJu parete orientate ecc. - Tai ,

Vetta .Orientale

Antecima

li

/

9lBtn9ÌlO. sltsV
BmiostnA

Boll. Soc. Naturalisti in Napoli, 1968. D. Alessandri, P. Scandone, F. Scarsella - Il Trias della parete orientale, ecc. - Tav.

Boll, Soc, Natur. in Napoli
voi. 77, 1968, pp. 247-274, 14 figg.

Genesi e caratteri delle forme costiere
nella Penisola Sorrentina

Nota del socio LUDOVICO BRANCACCIO (*)

(Tornata del 29 marzo 1968)

Riassunto. — Nel presente lavoro si prendono in esame le forme costiere della
Penisola Sorrentina. Si classificano quattro tipi di falesie, in relazione alle condizioni
litologiche e strutturali della costa. La falesia nei calcari, affiorante prevalentemente
nella costiera Amalfitana, ha un assetto di solito verticale, e si apre alla base di un
versante energicamente modellato durante la glaciazione wiirmiana; si segnalano nu¬
merosi accumuli detritici stratificati (éboulis ordonnés) di origine crioclastica, attri¬
buiti, in base a considerazioni di carattere climatico, al Wiirm 3°. L’escavazione della
falesia risale alla trasgressione versiliana. La falesia strutturale, perfettamente verti¬
cale, corrisponde ad uno specchio di faglia nella serie mesozoica, ed affiora a Torre
di Montalto, presso Nerano, ed a Praiano ; essa presenta solchi di battigia versiliani
e tirreniani, che testimoniano la sua persistenza nel tempo. La falesia nei tufi, anche
essa verticale, è sormontata da un ampio terrazzo su cui sorge Fabitato di Sorrento,
a 45 metri sul livello del mare. I tufi, messi in posto successivamente alla fase di
disgregazione crioclastica, vengono perciò attribuiti alla parte finale del Wiirm 3° ;
in tal modo il terrazzo non può rappresentare una superficie d’abrasione marina
successivamente sollevata : esso viene interpretato come la superficie naturale di
deposizione delle piroclastiti. La falesia nel flysch, inclinata di circa 35°, si apre
alla base di un versante che porta tracce di soliflussi avvenuti nel Wiirm umido, e
che è tuttora instabile, come dimostrato dalla presenza di numerosi terrazzetti di
frana. Frequentemente alla base della falesia si apre il terrazzo di abrasione a
+ 2 metri, in corrispondenza della discontinuità litologica tra flysch miocenico sovra¬
stante e calcari cretacici sottostanti. Le spiagge, sempre ciottolose, sono state costruite
durante la trasgressione versiliana dai corsi torrentizi dotati di elevata competenza ;
qualche rara forma di sommersione si ha in corrispondenza dei torrenti con limitato
bacino imbrifero (rias di Furore).

Abstract. — In this work I bave considered thè Coastal forms of thè peninsula
of Sorrento. Four cliff-types I bave classified according to thè lithological and
structural condition of thè coast. The cliff in limestones, wich outcrops mainly along
thè coast of Amalfi, is usually vertical, and opens on thè bottom of a slope modelled

(*) Lavoro eseguito con il contributo del C.N.R.

— 248

by frost-weathering during thè wùrmian glaciation ; I bave pointed out many
stratified breccias (éboulis ordonnés) of cryoclastic origin, wich I bave attribuited to
thè Wiirm 3°, trough reflections upon wiirmian climate. The erosion of thè cliffs,
in part excavated in thè above-mentioned breccias, dates back to versilian tran-
sgression, The structural cliff, quite vertical, is a fault-plane, and outcrops at Torre
di Montalto near Nerano, and at Praiano. It shows versilian and tyrrhenian coastlines,
wich prove his persistence in thè course of ages. The cliff in vulcanic tuffs, always
vertical, is surmonetd by a large terrace, upon wich thè village of Sorrento rises,
at 45 mts. over sea leveL The vulcanic tulFs, wich bave formed after thè frost-
-weathering wiirmian period, are for this reason attribuited to thè last part of
Wiirm 3°. So thè terrace, on account of thè very recent age of thè vulcanic tuffs
cannot be a surface of sea-abrasion, wich has rose in a second moment. Then I bave
thought that thè terrace is thè naturai deposition surface of thè pyroclastic rocks.
The cliff in flysch, shows a slope of about 35° and opens on thè bottom of a versant
wich bears thè traces of thè solifluxion wich happened during thè damp Wiirm;
this versant is stili instable as proved by thè numerous landslide little terraces. Very
often an abrasion terrace opens on thè bottom of thè cliffs at -f2 mts., just in thè
lithological discontinuity between thè miocene flysch overhanging and thè cretaceous
limestones. The pebbles shores bave been formed during thè versilian transgression,
just where there are thè streams wich bave wide catchment-basins. We can notice
some rare submersion-forms (rias of Furore), where streams bave smaller transport-
capacity.

1. PREMESSA.

Uno studio esauriente della morfologia costiera nella Penisola Sor¬
rentina comporta notevoli difficoltà di interpretazione, specialmente per
quanto riguarda le forme terrazzate attribuibili a livelli marini del
Quaternario antico. La presenza di una tettonica recente, che ha inter¬
ferito con i movimenti eustatici del mare ; di un’energica azione erosiva
da parte degli agenti superficiali, che ha in gran parte cancellato, du¬
rante i periodi glaciali, le tracce degli antichi livelli marini, rendono
impossibile una ricostruzione accettabile della fisionomia della Penisola
durante il Quaternario antico.

Per i suddetti motivi, nel presente lavoro si prendono in esame le
forme costiere attuali, interpretandone la genesi ; inoltre si dà un esau¬
riente quadro della successione degli eventi geomorfogenetici che hanno
interessato le coste della Penisola Sorrentina a partire dall’interglaciale
RÌS.S- Wiirm ad oggi.

— 249 —

Fig. 1. — Rappresentazione schematica delFarea oggetto del presente studio.

2. LE FALESIE.

La falesia è la forma costiera più diffusa nella Penisola Sorrentina ;
nel presente studio se ne classificano quattro tipi diversi, cui corrispon¬
dono diverse condizioni litologiche o strutturali della costa.

2. 1. Le falesie nei calcari e nelle dolomie.

È il tipo più frequente di falesia, che si riscontra prevalentemente
lungo la costiera amalfitana, mentre compare soltanto in qualche tratto
del ver-sante sorrentino ; il suo profilo è caratterizzato dalla presenza di
un pendio molto inclinato, di erosione subaerea, aprentesi di preferenza
nel versante a reggipoggio di rocce calcaree e dolomitiche, alla base del
quale vi è una parete verticale o sub- verticale ( falesia propriamente
detta) di escavazione marina, che, nella Penisola Sorrentina, ha un’al¬
tezza variabile da alcuni metri fino a 100 metri. Nei prossimi paragrafi
verranno esaminati singolarmente i membri costituenti il profilo, e cioè
il pendio di erosione sub-aerea e la falesia propriamente detta.

250

Fig. 2. — La falesia nei calcari a Punta Germano (Costiera Amalfitana), che si apre
alla base di un versante energicamente modellato dagli agenti d erosione peri¬
glaciale durante il Wiirm.

— 251 —

2. 1. 1. Il pendio di erosione suhaerea.

Lungo tutta la co-stiera amalfitana il pendio di erosione sub-aerea
risulta ricoperto, di solito, da un deposito detritico di spessore variabile,
riducentesi talvolta ad alcune decine di centimetri, poggiante direttamente
sui calcari e sulle dolomie, la cui genesi indica inequivocabilmente quali

Fig, 3. — ■ Le falde detritiche stratificate di età wiirmiana {éboulis ordonnées) affio¬
ranti al km. 8 della S.S. Amalfitana.

siano stati gli agenti morfologici che hanno modellato i versanti stessi.

/ conglomerati. Gli affioramenti più significativi dei conglomerati
sono quelli di Cala di leranto, presso Punta Campanella, già descritti
in una precedente nota (Brancaccio, 1967), di Torre di Montalto,
presso la Marina del Cantone, di Torre Badia, di Conca dei Marini, ed
infine del Km. 8 della S.S. Amalfitana n. 163. Altri lembi, salvati dalla
erosione, sono tuttavia frequenti in tutta la Costiera Amalfitana, mentre
sono rari sul versante sorrentino (Fig. 3). La serie detritica è di solito
caratterizzata da nitide stratificazioni, evidenziate dalFalternanza di
livelli con clasti di notevoli dimensioni (fino a 20 centimetri) e con clasti
di piccolo diametro, riducentisi talvolta alle dimensioni di una sabbia

— 252 —

calcarea. Gli elementi, litologicamente costituiti da calcari e dolomie,
sono sempre scarsamente arrotondati. La matrice, di natura calcarea,
salvo nella parte alta, dove essa è piroclastica, è sempre in quantità
assolutamente subordinata, in particolar modo nei letti costituiti da
clasti di dimensioni maggiori, dove essa è addirittura as^sente, conferendo
alla roccia un aspetto vacuolare ; qualche volta, come nell’affioramento
del chilometro 8 della S.S. Amalfitana, è presente un cemento calcitico.

Fig. 4. — Le falde detritiche del km. 8 della S.S. Amalfitana. Si noti la scarsa
quantità di matrice nei letti grossolani, che conferisce un aspetto vacuolare
alla roccia.

di origine secondaria, deposto dalle acque circolanti nella roccia, eminen¬
temente porosa (Fig. 4). Bisogna infine ricordare che talvolta i conglo¬
merati presentano la tipica classazione inversa, come già segnalato per
le brecce di Cala di leranto, con disposizione dei blocchi di maggior
volume più lontano dalla zona di provenienza del materiale.

Relativamente alla giacitura delle suddescritte brecce, .si ricorda che
a Cala di leranto esse poggiano su forme di abrasione marina ascrivibili
al livello di 8 metri di altezza, mentre verso il basso risultano erose dal
mare durante la trasgressione versiliana, marcata da un solco di battigia

— 253

e da fori di litodomi a circa + 2 metri. In questa maniera viene definita
senza ombra di dubbio l’età dei conglomerati, riferibili alla glaciazione
wiirmiana (Fig. 5). È necessario precisare che anche altrove, nella Peni¬
sola Sorrentina, le osservazioni eseguite a Marina di leranto circa la
giacitura dei conglomerati sono state pienamente confermate. Ad esem¬
pio, al termine del sentiero che da Torre Badia va verso Punta Taschiero,
si possono osservare le brecce che poggiano direttamente su conglomerati

Fig. 5. — Schizzo illustrativo dei rapporti tra falesia, falde detritiche e incisioni nella
Costiera Amalfitana. La falesia ed il terrazzo di abrasione di + 2 metri (Versi-
liano) si aprono in parte nei calcari ed in parte nelle brecce wiirmiane. I solchi
di erosione, che interessano le brecce, sono di età catawiirmiana,

ad elementi arrotondati, di sicura origine marina, che affiorano fino ad
8 metri sul livello del mare ; d’altronde, a Conca dei Marini, il terrazzo
di abrasione marina del Ver^iliano ( + 2 metri), è letteralmente scavato
nelle brecce a spigoli vivi precedentemente descritte. Situazioni analoghe
sono riscontrabili ancora in tutta una serie di grotte di escavazione ma¬
rina del Versiliano, tra Cetara ed Amalfi.

Per quanto concerne la genesi dei conglomerati, è necessario rile¬
vare che lo scarso arrotondamento dei clasd fa senz’altro ascrivere la
formazione al tipo degli accumuli detritici in cui le acque correnti, come
agente di trasporto, hanno scarsa importanza ; gli elementi, me^si in

— 254

movimento dalla forza di gravità, hanno potuto percorrere solo alcune
centinaia di metri in rotolio, durante i quali si è avuto soltanto una
frammentazione dei Hocchi di maggior volume. Non è escluso che, per
i desti di minori dimensioni, siano intervenuti fenomeni di trasporto
del tipo pipkrake, cui di solito si attribuisce la migrazione degli elementi
negli accumuli detritici stratificati di ambiente periglaciale (Derruau,
1956, pag. 166).

In base alla descrizione precedentemente fatta, risulta evidente
che le brecce del versante amalfitano della Penisola Sorrentina pos¬
sono essere in tutto assimilate a forme di accumulo periglaciale (sareb¬
be più esatto il termine paraglaciale che non limita la localizzazione
alla periferia dei ghiacciai, come suggerisce Derruau) di età wiir-
miana segnalate lungo le coste del bacino mediterraneo anche a latitu¬
dini molto basse (circa 30°: De Vaumas 1964) ed al livello del mare.
In realtà i conglomerati appena descritti presentano chiaramente alcuni
caratteri intermedi tra gli accumuli detritici stratificati {grèzes litées o
éboulis ordonnés) e quelli di gravità ( éhoulis de gravite) : essi, infatti,
accanto alla stratificazione, presentano la classazione inversa delle éboulis
de gravite^ che è peraltro limitata alle parte inferiore della formazione.
Per quanto riguarda la genesi, le éboulis de gravité vengono comune¬
mente interpretate come il prodotto di fatti di macrogelivazione (Tricart
e Cailleux, 1967, pag. 242), derivanti dalla penetrazione piuttosto
profonda del gelo nel suolo, con frequenti periodi di disgelo ; al contrario
le éboulis ordonnés come effetto di microgelivazione, con penetrazione
del gelo nel .suolo per qualche centimetro soltanto, ma con rari periodi
di disgelo. In ambedue i casi è evidente che, perchè i fenomeni di
macro e microgelivazione possano assumere una qualche importanza nella
morfogenesi dei versanti, alla rigidità del clima è necessario che sia
accoppiata una notevole umidità atmosferica che permetta la produ¬
zione del gelo notturno o stagionale. Queste condizioni climatiche, nel-
Fambito della glaciazione wiirmiana, si sono verificate soltanto durante
il Wùrm 3°; del resto anche altrove in Italia (Demangeot, 1965), Ful-
timo stadio glaciale è rappresentato da cospicui accumuli di gelif razione.

Le brecce risultano ovunque erose sensibilmente in profonde inci¬
sioni, come si può osservare nel lembo affiorante lungo il sentiero per
Torre Badia, dove addirittura il thalweg risulta in parte scavato nei
calcari sottostanti ( a questa fase erosiva vanno anche attribuite le
profonde forre che solcano il piano di Sorrento, come verrà in seguito
precisato). La fase erosiva, corrispondente al periodo di erosione post-
-aurignaziano (Segre M., 1953), è ascrivibile al catawùrm, che dovun-

— 255 —

que è caratterizzato da un aumento della competenza dei corsi d’acqua
(Demangeot, 1965), che, in condizioni topografiche particolari (elevata
pendenza dei versanti), si è tradotta in una energica ripresa dell’erosione
lineare, favorita peraltro dal livello marino ancora basso, nonostante
l’inizio della trasgressione glacio-eustatica del Versiliano.

Da quanto precedentemente esposto si rileva come, durante la gla¬
ciazione wiirmiana, nel versante amalfitano della Penisola siano netta¬
mente prevalsi gli agenti morfologici della erosione areolare, che hanno
lasciato la loro impronta modellatrice sui versanti, successivamente in¬
taccati dall’erosione lineare ; tuttavia non è possibile ritrovare, a causa
del persistere delle condizioni strutturali (talus di faglia), l’assetto tipico
del versante periglaciale, ^se non per brevi tratti. È stato possibile anche
riconoscere impronte della intensa gelifrazione wiirmiana sulle rocce
calcaree. Sono particolarmente frequenti, infatti, solchi paralleli alla
stratificazione del complesso calcareo, che vanno messi in relazione con
la presenza di banchi rocciosi fortemente gelivi compresi tra livelli meno
gelivi (Derruau, 1965); la frequenza estrema, la notevole inclinazione
dei solchi, fanno escludere l’ipotesi che essi si siano formati durante
periodi di sosta nella erosione lineare.

Per quanto riguarda le azioni geo-morfogenetiche svoltesi durante
le glaciazioni precedenti a quella wiirmiana, non è possibile avere dati
precisi. Ovunque infatti le falde detritiche wiirmiane poggiano diretta-
mente sul substrato mesozoico, e non v’è traccia di brecce periglaciali
pre- wiirmiane. Verosimilmente però l’arretramento del versante di faglia
originario (verticale o sub- verticale) è da imputarsi in gran parte ap¬
punto alla erosione areolare, di tipo periglaciale, svoltasi durante le
glaciazioni precedenti: la mancanza dei depositi relativi è da imputarsi,
(probabilmente, all’acclività dei versanti, ancora maggiore di quella
attuale. Tuttavia Segre A. G. (1950-51) ha segnalato, nell’isola di
Capri, alcuni lembi di brecce antiche, di origine crioclastica ; Guzzetta
inoltre (1963) ha in via ipotetica attribuito al Riss le brecce del Faito,
che potrebbero però appartenere al ciclo di disgregazione del Wiirm 3°.

2. 1. 2. La falesia.

La falesia presenta un’altezza variabile da qualche metro fino
a circa cento metri, ed ha perloppiù un assetto verticale, che trova
spiegazione nella presenza di numerose linee di dislocazione nella
serie mesozoica, lungo le quali in maggior misura si è esplicata
l’erosione marina. Per rendersi conto della stretta interdipendenza tra

— 256 —

erosione marina e frattura nei calcari è sufficiente esaminare la fale¬
sia sotto l’abitato di Vettica, ove essa risulta solcata da numerose
nicchie costiere, tutte tra loro parallele e poco profonde. È evidente che
tale morfologia non può derivare dalla .sommersione, durante la trasgres¬
sione post-wiirmiana, di forme subaeree, come dimostrato dall’assenza di
incisioni torrentizie al vertice di ciascuna nicchia ; tranne qualche caso
(il rias del Furone), tutte le numerose nicchie presenti nella costa della
Penisola, devono perciò essere interpretate come prodotto dell’erosione
marina. Come verrà in seguito chiarito, la mancanza di forme di som¬
mersione è da mettersi in relazione con l’elevata competenza dei corsi
d’acqua del versante amalfitano (dovuta alle condizioni climatiche non¬
ché alla notevole pendenza degli interfluvi), ai quali spetta il merito
della costruzione delle poche spiagge ciottolose presenti nella penisola
(Positano, Amalfi, Malori, Erchie, etc.).

Diversa è invece la genesi delle due baie di Malori-Minori e di
Positano, che probabilmente corrispondono a due zolle ribassate, rac¬
chiuse da faglie parallele con andamento NO-SE e NE-SO. Già De Lo¬
renzo (1904) aveva interpretato le isole de Li Galli come l’apice di
un blocco monoclinale limitato a sud da una faglia diretta ; attualmente
i dati batimetrici riportano, in perfetto allineamento con la falesia strut¬
turale di Praiano, una .scarpata sottomarina dell’altezza di 400 metri
con la pendenza di 45°-50°, passante al largo de Li Galli, che giunge
fin sotto l’altra falesia strutturale di Torre di Montalto presso Nerano.
Tale scarpata sottomarina rappresenta molto probabilmente la faglia di¬
retta cui accenna De Lorenzo : è infatti da escludersi, data la notevole
altezza, che essa rappresenti il prodotto della escavazione marina durante
il massimo della regres.sione wiirmiana.

Per quanto concerne gli agenti dell’erosione marina, pur predomi¬
nando le azioni di carattere fisico ( impatto delle onde, abrasione dei
materiali in sospensione o rotolati, etc.), tuttavia notevole importanza
hanno anche, lungo le coste della Penisola Sorrentina, le forme littorali
di dissoluzione, che si trovano distribuite con il seguente ordine :

a) zona a licheni neri, È la parte di costa bagnata dalle onde
soltanto durante le tempeste. In questa zona prevalgono, in alto, vasche
di dissoluzione,, a fondo piatto, prodotte dall’attacco del calcare da parte
dell’acqua marina arricchita di anidride carbonica dalle alghe cloroficee
sempre presenti in queste vasche, e lapiéz„ peraltro alquanto diversi dalle
analoghe forme subaeree, perchè più profondi (anche 10 cm.) ed a lame
più taglienti. La parte alta della zona a licheni neri è caratterizzata dalla
predominanza delle azioni, per così dire, aloclastiche^ derivanti dalla

— 257 —

cristallizzazione di saimarino daU’acqua di mare infiltratasi nelle fratture
della roccia durante le mareggiate ; la pressione operata dai cristalli di
sale sulle pareti delle diaclasi provoca un effetto in parte simile a quello
del gelo. Nella parte bassa della fascia a licheni neri i lapiéz assumono
invece una forma simile a quella caratteristica dei fenomeni carsici
subaerei ;

b) zona a licheni gialli. È la fascia costantemente bagnata dalle
onde e dagli spruzzi. In questa zona prevalgono i lapiéz simili a quelli
carsici, le cui lame divengono verso il basso sempre meno taglienti, fino
a sparire del tutto. A questo punto compare, quasi ovunque, il solco di
battigia, spes^so molto profondo ; esso, nelle zone di incrocio dei giunti
di stratificazione con fratture e con faglie importanti, si trasforma in
caverne marine;

c) la cornice organogena (trottoir a Tenarea). Alla base del solco
di battigia si trova una costruzione calcarea, di origine organica, che si
protende di 40-50 centimetri nel mare. Essa è in gran parte opera di
alghe calcaree incrostanti del genere Lithophyllum ed in via subordinata
Lithothamnium. In questa zona non hanno più sede i fenomeni di
erosione, sia es^sa chimica o meccanica.

Dalla descrizione appena fatta si rileva che la disposizione delle
forme litorali di dissoluzione corrisponde in gran parte a quella segnalata
lungo le coste calcaree del Mediterraneo (Guilcher, 1953), salvo qual¬
che eccezione : ad esempio, lungo le coste della Penisola Sorrentina è
notevole l’esistenza dei lapiéz di tipo carsico, a lame poco taglienti, nella
parte inferiore della zona a licheni neri.

Non molto numerosi, ma indubbiamente sicuri sono gli indizi che
permettono la datazione della falesia ; a questo proposito la situazione
più istruttiva è senz’altro quella di Conca dei Marini (Fig. 6). Qui la
falesia si presenta con tutti i caratteri di una forma costiera fossile, il
cui piede si trova all’incirca a 2 metri sull’attuale livello del mare; essa
risulta sormontata da una cornice di éboulis ordonnés., che, come si è
precedentemente dimostrato, appartengono alla fase di intensa degrada¬
zione crioclastica del Wùrm 3° ; inoltre la falesia stessa porta alla
base un terrazzo di abrasione marina a -f 2 metri, scavato in parte nei
calcari, ed in parte nelle brecce sovrastanti, che si protendono per pa¬
recchi metri al di sotto del mare. I rapporti reciproci tra le falde detri-
tiche stratificate e la falesia di erosione marina indicano con certezza,
unitamente all’altezza LsulPattuale livello marino del terrazzo a + 2
metri, che la falesia è stata scavata durante la trasgressione versiliana.

17

— 258

Spesso però Fazione erosiva dei flutti ha asportato il terrazzo del mare
versiliano, di cui resta peraltro ovunque traccia nel solco di battigia.

La suddetta ricostruzione è confermata anche da altri elementi.
Nella grotta dello Smeraldo, presso Conca dei Marini, i complessi stalag-
mitici parzialmente ricoperti dal mare venivano interpretati come con¬
seguenza di una sommersione ad opera di movimenti bradisismici. Ora,
alla luce del ritrovamento di lembi di éboulis ordonnés anche al di sotto
delFattuale livello marino, che perciò testimoniano inequivocabilmente
la regressione durante il Wiirm, è possibile attribuire appunto alFultima
glaciazione la formazione delle colonne stalagmitiche, sommerse successi-

Fig, 6. — Il terrazzo di abrasione marina del Versiliano a Conca dei Marini; in
alto, a sinistra, le éboulis ordonnés.

vamente durante il sollevamento glacio-eustatico versiliano, testimoniato
nella Grotta dello Smeraldo dalla presenza di una banda di fori di
animali litofagi fino a 2 metri al di sopra dell’attuale livello marino.
In condizioni analoghe si trovano numerose grotte costiere (tra cui la
Zinzulusa presso Castro, prov. Lecce, Lazzari, 1958).

— 259 —

2» 2. Le falesie strutturali.

La falesia strutturale non è molto frequente nella Penisola Sorren¬
tina ; essa si riscontra in maniera evidentissima isotto l’abitato di Praiano,

Fig. 7. — Profilo trasversale A) della falesia nei calcari, B) delia falesia nei tufi,
C) della falesia nel flysch. Si noti in A) l’assetto concavo verso l’alto del ter¬
razzo di abrasione-deposito, dovuto aH’accuniulo, nelle immediate vicinanze della
costa, dei materiali grossolani risultanti dalla demolizione della falesia; in B) il
terrazzo che sovrasta la falesia nei tufi, che rappresenta la superficie naturale
di deposizione dei tufi ; in C) il terrazzetto di frana sulla falesia nel flysch.

— 260

inoltre presso la Torre di Montalto (comune di Nerano), alla cala di
leranto, ed infine, per un centinaio di metri di costa, presso Pontone
(comune di Massalubrense). Essa si presenta come una parete verticale,
corrispondente ad uno specchio di faglia, dell’altezza di circa 100 metri
( Praiano e Montalto), con due precinsi caratteri distintivi :

Fig. 8. — Il solco di battigia a +2 metri nella falesia strutturale sotto l’abitato
di Pontone presso Massalubrense.

a) la inesistenza del terrazzo di abrasione marina, presente invece
negli altri tipi di falesia. Il terrazzo di abrasione testimonia inequivoca¬
bilmente l’arretramento della falesia : nella falesia dei calcari e delle
dolomie è caratterizzato da un profilo concavo verso l’alto, dovuto alla
presenza, al di sotto del livello marino, delle conoidi di éhoulis ordon-

— 261 —

nés, ed inoltre alla esistenza di grossi blocchi scalzati alla costa, che,
per le loro ostesse dimensioni, non sono stati trascinati al largo dai
flutti (Fig« 7). Nelle falesie che si aprono nei tufi e nelle argille, che
verranno in seguito descritte, il terrazzo di abrasione-deposito risulta
invece convesso verso Fallo, perchè i materiali di risulta della escava-
zione marina hanno distribuzione granulometrica di tipo sabbioso e
siltoso, e vengono, in ragione delle loro dimensioni, trasportati più
lontano dalla costa;

b) la persistenza della falesia. Molto frequentemente le falesie
strutturali portano tracce di antichi livelli marini sotto forma di solchi
di battigia (Fig, 8). È il caso che si riscontra presso Pontone, nel
territorio di Massalubrense, dove si possono notare chiaramente due
solchi di battigia, disposti a circa 8 metri sull’attuale livello marino il
primo, ed il secondo a 2 metri, scavati in una falesia strutturale
(Tav. 4), Questo fatto conferma che le falesie strutturali non hanno
subito in pratica arretramento dal Tirreniano ad oggi (non c’è infatti
traccia di terrazzi di abrasione smantellati).

2. 3. Le falesie nei tufi.

Le falesie nei tufi si estendono per 5 chilometri circa, esclusiva-
mente sul versante Sorrentino, tra Alimuri e Marina Grande. L’aspetto,
assolutamente inconfondibile, permette di assimilarle alle fale^sie tipiche
della Bretagna ed alle corrispondenti forme presenti lungo le coste in¬
glesi della Manica [flat-topped eliffs (Arber, 1949)] [Fig. 9]; la falesia
si presenta come una parete verticale, in fase di rapido arretramento in
relazione alla presenza di fratture verticali nella roccia, formatesi pro¬
babilmente durante il raffreddamento della massa piroclastica ; esbsa è
orlata alla base da una spiaggetta costituita daU’accumulo dei materiali
di risulta dovuti allo smantellamento, ad opera del mare ; è inoltre
sormontata, ciò che maggiormente la caratterizza, da un ampio terrazzo
( profondo fino a 2 chilometri) che simula una forma di abrasione
marina, ma che tale non è, come verrà in seguito dimostrato. A questo
proposito è opportuno soffermarsi sulla genasi, e, in particolare, sulla
giacitura dei tufi grigi campani in cui la falesia è scavata.

2. 3. 1, I tufi grigi campani.

Le pirociastiti grige, ricche di inclusi scariacei neri, litoidi, che
passano sotto il nome di « tufi grigi campani » o « tufi pipernoidi »,

— 262 —

presentano, nel piano di Sorrento, uno spessore non ben definibile, ma
che non è inferiore a 50 metri: poiché non si scorge, lungo la costa, la
formazione su cui essi poggiano, non è possibile determinare il valore
massimo del loro spessore ; neH’affioramento del vallone di Seiano ed
in quello di Pacognano il tufo affiora per uno spessore di 30 metri circa.

A) La genesi. — Come già osservato dagli antichi autori, Fassen-
za di stratificazione nei tufi grigi permette di attribuire questi ultimi ad

Fig. 9. — La falesia nei tufi campani a Sorrento.

un atto unico esplosivo ; più difficile è invece l’interpretazione del mec¬
canismo di questa esplosione. Alla luce tuttavia di recenti studi effettuati
in aree diverse in cui affiorano i tufi pipernoidi (Di Girolamo, 1968)
è possibile ipotizzare anche per l’analoga formazione nella Penisola Sor¬
rentina un’origine ignimbritica, che darebbe ragione sia della disposi¬
zione topografica (le piroclastiti sono accumulate di solito nelle conche,
e mancano del tutto sul versante Amalfitano), sia dell’aspetto compatto
e privo di stratificazioni. Lo studio approfondito della genesi dei tufi
tra^scende tuttavia gli scopi del presente lavoro ; semmai di maggiore
interesse può risultare la determinazione, per via geomorfologica, del

— 263 —

momento della recente storia del Quaternario in cui è avvenuto l’atto
esplosivo.

B) La giacitura. — Nel piano di Sorrento i tufi poggiano
direttamente sulla serie mesozoica, ed in particolare sui calcari del
Cretacico superiore dislocati in un grahen racchiuso tra gli horst di
Montechiaro e del Capo di Sorrento ; il contatto è visibile particolar¬
mente bene percorrendo le profonde forre che solcano il terrazzo, piut¬
tosto a monte, nonché presso la spiaggetta di Alimuri. In queisto caso

o o
o a
o o

Fig, 10. — La giacitura dei tufi campani a Marina di Equa (Vico Equense): a) cal¬
cari del Cretacico superiore ; b) conglomerati di deposito torrentizio, con lenti
sabbiose, dello spessore di 35 metri ; c) piroclastici gialle stratificate ; d) tufi grigi
litoidi. Le piroclastiti gialle stratificate poggiano sul terrazzo alluvionale di 35
metri (Tirreniano) ; le alluvioni a loro volta giacciono in morfologia valli va
preesistente (Riss ?),

l’assenza a letto dei tufi di terreni di età terziaria e quaternaria non
permette di fissare un valido limite inferiore alla caduta dei prodotti
piroclastici. Non così invece nel vallone di Sciano ed alla marina di
Vico Equense, dove già Galdieri e Paglini (1910) descrissero una se¬
zione estremamente interessante, in cui affiorano, dal basso venso Patio,
i seguenti termini (Fig. 10):

a) conglomerati^ costituiti da un cemento sabbioso, di solito poco
abbondante, e da ciottoli smussati, a basso indice di appiattimento, di

— 264

natora calcarea ; digitazioni sabbiose, presenti nel complesso, indicano
inequivocabilmente l’origine fluvio-torrentizia del deposito. La forma¬
zione ha lo spessore di 35 metri, e la sua superficie, sormontata dalla
serie piroclastica, risulta pressocchè orizzontale ; in tal modo viene ad
identificarsi un terrazzo fluviale, di origine glacio-eustatica, fossile per¬
chè ricoperto dai successivi sedimenti piroclastici, ed attribuibile con
ogni probabilità al Tirreniano, ossia all’interglaciale Riss-Wiirm. K da
escludersi che si possa trattare di un terrazzo climatico, la cui presenza
nella parte finale del profilo longitudinale di un corso d’acqua, di solito
condizionata dalle oscillazioni del livello di base ( Tongiorgi-Trevisan,
1941), sarebbe del tutto ingiustificata. Del resto, la superficie sub-orizzon¬
tale del deposito fa escludere che i conglomerati possano essere raccor¬
dati, in forma di conoide, con una linea di riva più bassa di quella
a 35 metri sull’attuale livello del mare.

L’abbondanza del materiale detritico, veramente notevole in rela¬
zione alla brevità del corso d’acqua ed alla limitata estensione del suo
bacino imbrifero, può essere spiegata solo con l’energica azione disgre¬
gatrice del gelo verificatasi durante la precedente glaciazione rissiana : i
consi d’acqua, durante il successivo interglaciale, hanno semplicemente
evacuato i materiali precedentemente accumulatisi alla base dei versanti
con il meccanismo già descritto per le éboulis ordonnés di età wiirmiana
affioranti lungo la costiera amalfitana. I conglomerati fluvio-torrentizi
di Vico Equense risultano inoltre accumulati in morfologia valliva pree¬
sistente, il che permette di riconoscere una fase di erosione lineare pre-
tirreniana, durante la quale sono state impostate le linee salienti della
rete idrografica della Penisola Sorrentina, ^successivamente riprese dalla
fase erosiva wiirmiana ;

b) piroclastiti gialle, ben stratificate, con abbondanza di prodotti
pomicei, talvolta con evidenti tracce di fluitazione, come, ad esempio,
nel Vallone di Seiano;

c) tufi campani, affioranti sotto l’abitato di Vico Equense,

In tal modo è già possibile affermare l’età post-tirreniana dei tufi,
che viene ulteriormente precisata dai rapporti di giacitura osservabili
al Capo di Sorrento ed a leranto (Fig. 11). A Capo di Sorrento i tufi
giacciono sul terrazzo di abrasione marina di 8 metri scavato in parte
nel Miocene arenaceo ed in parte nei calcari cretacici ; inoltre essi
colmano le incisioni, di età wiirmiana, che hanno ^smembrato il terrazzo
stesso (fase di erosione del Wiirm 1° e 2°), Inoltre a leranto affiorano
piroclastiti gialle simili a quelle di Vico Equense, che sovrastano le
éboulis ordonnés del Wii,rm 3°. Inoltre è opportuno precisare che ovun-

— 265 —

que le falde detritiche stratificate hanno verso l’alto una matrice piro¬
clastica che nella parte bassa della formazione è del tutto as^sente.

In base alle considerazioni esposte è possibile inquadrare con sicu¬
rezza il momento geologico durante il quale sono avvenute le esplosioni
del tufo campano ; esso viene a situarsi tra il periodo di intensa disgre¬
gazione crioclastica del Wiirm 3°, che ha portato aU’accumulo delle
potenti falde detritiche della costiera Amalfitana, e la fase di erosione

Fig. 11. — Capo di Sorrento (ruderi della villa di Pollio) : a) calcari del Cretacico;
b) conglomerati di base della trasgressione miocenica ; c) arenarie ed argille
mioceniche ; d) tufi grigi litoidi. I tufi grigi giacciono sul terrazzo di abrasione
marina di +8 metri, scavato in parte nei calcari cretacici, in parte nelle arenarie
mioceniche. Essi riempiono inoltre le incisioni che hanno smembrato il terrazzo
di +8 metri (fase di erosione anawiirmiana).

catawiirmiana, che, come è stato precedentemente detto, coinvolge i tufi
stessi.

Ora se, come i fatti dimostrano, i tufi campani sono caduti alla
fine della glaciazione wiirmiana, si può categoricamente escludere che
la loro superficie abbia subito l’azione modellatrice del mare. Non sono
assolutamente noti infatti, a partire dalla glaciazione wiirmiana, movi¬
menti di tipo epeirogenetico che abbiano potuto sollevare il presunto ter¬
razzo da un livello inferiore a quello del mare attuale sino a -f 50
metri. Analogamente può escludersi il modellamento, ad opera delle
acque correnti, della superficie superiore dei tufi, che non mostrano

— 266 —

segno alcuno di fluitazione; il terrazzo che va da Meta sino a Sorrento
deve perciò essere interpretato come la superficie naturale di deposi¬
zione dei tufi campani. Una ulteriore conferma di questa ipotesi viene
infine dalla morfologia tabulare che si accompagna, di solito, ai tufi
campani (ad esempio presso il ponte Annibaie sul fiume Volturno, nella
piana di Caiazzo, nella pianura del Garigliano), che, proprio in rela¬
zione alle modalità di deposizione, tendono ad appiattire i dislivelli
topografici, colmando le depressioni.

Per quanto concerne le forre che, numerose e profonde solcano il
ripiano, esse devono attribuirsi alla fase di erosione catawiirmiana, par¬
ticolarmente efficace in questo caso, per il concorso di tre fattori di
diverso ordine ‘

— Faumento della piovosità, che, unito alla mitigazione del clima,
ha comportato, nella fase di deglaciazione del Wiirm, un incremento
del ruscellamento superficiale (Demangeot, 1965);

- — ■ il baijsso livello del mare, che, dopo aver toccato nelFapice gla¬
ciale il massimo della regressione glacio-eustatica, non si è sollevato in
sincronia con Faumento della temperatura ;

— Fapposizione, sulla superficie topografica catawiirmiana, di un
materasso piroclastico di circa 50 metri di spessore, che ha sortito l’ef¬
fetto di trasferire la rete idrografica di 50 metri più in alto, comportando
una crescita ulteriore del potere eroisivo delle acque superficiali.

Il primo ed il secondo dei fattori suddescritti, hanno fatto sentire
la loro azione anche sul versante amalfitano della Penisola, incidendo
le falde detritiche crioclastiche del Wiirm 3°,

2, 4. Le falesie nel flysch.

Le falesie nel flysch compaiono per poco più di due chilometri,
sul versante Sorrentino, tra il Capo di Sorrento e Marina di Puolo,
nonché lungo la marina di Massalubrense tra gli scogli di Pila ed il
Capo Corbo (Fig. 12). Un altro esempio si trova a Marina di Cantone,
dove una ma^sa di Miocene in facies argillosa cola, in frana, fino al
mare. Le caratteristiche morfologiche delle falesie e dei versanti nel
flysch sono le seguenti (Tav. 6):

— 267

2.4.1» La falesia.

Alla base di un versante poco inclinato (circa 25°) si apre una
falesia dalFassetto non molto diverso da quello del pendio, tuttavia da
esso facilmente distinguibile per la presenza, tra i due elementi morfo¬
logici, di una netta rottura di pendenza. La falesia è sede di frequenti

Fig. 12. — La falesia nel flysch a Massalubrense.

fenomeni di ismottamento, come dimostrato dalla presenza, alla base di
essa, di materiali grossolani e scarsamene smussati ; essa, proprio a
causa della sua instabilità, non conserva tracce di antichi livelli marini,
tranne in un caso (Tav. 7), e precisamente nel tratto di costa tra il
Capo di Sorrento e Marina di Puolo, in cui, al piede della falesia,
affiora un terrazzo di abrasione marina di età vensiliana (Fig. 13), Io
questa località però la superficie di abrasione così ben definita si apre
in corrispondenza di una discontinuità litologica tra la serie arenaceo-
argillosa del Miocene ed i conglomerati di base, sempre miocenici
(ScANDONE e Sgrosso, 1965), trasgressivi sul Cretacico superiore. L’at-

268

tuaìe linea di costa è rappresentata da una piccola falesia, in cui è
pcissibile osservare molto chiaramente la successione dei fenomeni di
dissoluzione chimica in rocce calcaree (lapiéz, vasche, etc.) nonché gli
effetti dell’erosione meccanica lungo le linee di frattura che interessano
le calciruditi abrase dal mare versiliano.

Fig,

13, — Il terrazzo di abrasione marina del Versiliano, che si apre alla base
della falesia nel flysch (tratto di costa tra Marina di Puolo e Capo di Sorrento),

2, 4. 2. Il pendio.

Il pendio che sovrasta la falesia risulta modellato dagli agenti
delFerosione subaerea, che è tuttora attiva, come dimostrato dai frequenti
smottamenti che si verificano nella serie arenaceo-argillosa sotto Fazione

— 269 —

lubrificante delle acque di infiltrazione. Indubbiamente però durante il
Wiirm 3° i fenomeni di ^soliflusso hanno assunto un’importanza ben
maggiore di quella attuale nella morfogenesi dei versanti nel flysch,
relegando in un ruolo assolutamente subordinato l’erosione lineare.
Infatti le condizioni climatiche del Wiirm più recente, caratterizzate,
come già detto in precedenza, da freddo umido, hanno favorito il soli¬
flusso, i cui materiali detritici, facilmente riconoscibili per la distribuzione
caotica dei clasti, e per l’abbondanza di matrice terrosa, risultano rico¬
perti da una sottile coltre piroclastica su cui si è impiantata la vegeta¬
zione arborea, rendendo alquanto stabile il versante attuale : questa

Fig. 14. — Tratto di costa tra Capo di Sorrento e Marina di Puolo: a) calcari del
Cretacico superiore ; b) conglomerato di base della trasgressione miocenica ;
c) arenarie ed argille mioceniche; d) tufi grigi litoidi del Wiirm; la linea trat¬
teggiata rappresenta il livello marino attuale. 11 terrazzo di abrasione a +2
metri (Versiliano) si è formato in corrispondenza della discontinuità litologica
calcari-arenarie .

successione è particolarmente evidente nei pressi di Massalubrense, nel
camping « Giardino romantico ».

3. LE SPIAGGE.

Le spiagge risultano sempre connesse, nella Penisola, alla presenza
di corsi d’acqua caratterizzati dall’elevato trasporto solido ; fanno ecce¬
zione le spiaggette di base delle falesie nei tufi, dove la sabbia rappre-

— 270 —

senta il prodotto di disfacimento dei tufi stessi, disfacimento che ha
comportato una sorta di levigazione naturale da parte dei flutti, con
deposizione alla base della falesia dei cristallini di sanidino e di piros-
seno, nonché dei lapilli, ed asportazione, verso il largo, dei materiali
cineritici più leggeri.

I corsi (inacqua nella Penisola Sorrentina hanno tutti un andamento
anaclinale^ carattere questo del resto comune a tutta la rete idrografica
delFappennino calcareo meridionale, in cui talvolta Farretramento delle
linee spartiacque per erosione regressiva fino alla dissezione delle strut¬
ture può giungere a simulare Fantecedenza. L’erosione lineare è stata
agevolata dalla presenza, nei blocchi monoclinali della Penisola Sorren¬
tina, di numerose linee di faglia : è facile infatti riscontrare una certa
corrispondenza tra linee tettoniche e rete idrografica.

Le spiagge sono di età molto recente ; la fine della glaciazione
wiirmiana, caratterizzata dalla instaurazione di condizioni climatiche
molto simili a quelle attuali, ed il sollevamento del livello di base dei
corsi d’acqua avvenuto durante la trasgressione versiliana, ha portato
ad una intensa fase di deiezione dei torrenti, che hanno costruito piccole
pianure costiere (Malori, Minori, Amalfi, Vietri), il cui ampliamento,
tuttora in corso, raggiunge le fasi più attive durante i periodi di massima
portata dei torrenti. Naturalmente, a causa della limitata lunghezza dei
corsi d’acqua, il trasporto dei clasti è avvenuto senza un’eccessiva
frammentazione e riduzione di volume degli stessi, per cui le spiagge
assumono tutte un caratteristico aspetto ciottoloso.

4. LA SUCCESSIONE DEGLI EVENTI GEOMORFOGENETICL

È possibile sintetizzare come segue la successione dei processi mor¬
fologici nella Penisola Sorrentina :

a) fase di erosione pre-tirreniana. La disposizione dei conglo¬
merati fluvio-torrentizi di Vico Equense, di età tirreniana, in una mor¬
fologia valliva preesistente, fa pensare all’esistenza di una fase di erosione
lineare pre-tirreniana, non meglio identificabile, durante la quale ven¬
nero presumibilmente impastate le linee generali della rete idrografica
attuale, ricalcate dalle successive fasi erosive ;

b) fase di deiezione tirreniana. Il periodo interglaciale è rappre¬
sentato da una fase di intensa deposizione, probabilmente legata a tre
motivi di fondo; 1) il sollevamento del livello di base dei corsi d’acqua
con la trasgressione glacio-eustatica del tirreniano ha prodotto una gene-

271 —

rale diminuzione della competenza delle acque correnti ; 2) l’affiorare
nell’interglaciale Riss-Wiirm, caratterizzato nel bacino mediterraneo da
clima subtropicale prevalentemente asciutto, delle condizioni climatiche
locali (notevole piovosità) dovute alla presenza, a brevissima distanza
dal mare, di rilievi di notevole altitudine ; 3) l’esistenza nei halweg di
accumuli detritici di gelifrazione, presumibilmente formatisi durante la
precedente glaciazione rissiana, che hanno caricato le correnti, fino a
superare la loro capacità di trasporto. La fase di deiezione è rappresen¬
tata quasi esclusivamente dai conglomerati di Vico Equense; è proba¬
bile però che altri depositi coevi siano stati smantellati dalle successive
fasi erosive;

c) fase di erosione del JVilrm 1° e 2L Con Linizio della glacia¬
zione wiirmiana si hanno dei radicali mutamenti nelle condizioni clima¬
tiche ; l’estensione delle calotte glaciali ha infatti comportato il raffor¬
zamento e l’estensione della dorsale barica medio-eropea, che ha finito
col cancellare le condizioni climatiche locali della Penisola Sorrentina
facendo instaurare il clima freddo e secco del Wiirm 1° e 2°. In queste
condizioni si ha una fase di prevalente erosione lineare con il dissezio¬
namento delle forme di accumulo tirreniane, successivamente riempite
dai tufi campani (Vico Equense, Vallone di Seiano), erosione probabil¬
mente diffusasi anche nei periodi interstadiali

d) formazione degli accumuli crioclastici del Wiirm 3°. Nell’ul¬
tima fase stadiale wiirmiana si ha, insieme ad una mitigazione della
temperatura, un incremento dell’umidità atmosferica (Demangeot, 1965,
Charlesworth, 1957) che porta ad una fase di intensa degradazione
crioclastica dei calcari mesozoici fratturati e gelivi. Ad una energica azione
modellatrice sui versanti, di tipo areolare, che cela in parte le tracce di
antichi livelli marini, si accompagna l’accumulo di grandi falde detritiche
stratificate (éboulis ordonnés), nella cui parte superiore cominciano a
comparire, nella matrice, i materiali piroclastici. L’aumento della piovosità
porta anche ad un incremento della dissoluzione carsica : si formano i
complessi stalattitici e stalagmitici della Grotta dello Smeraldo. Infine, sui
versanti arenaceo-argillosi del Miocene di Massalubrense si hanno fenomeni
di soliflusso con formazione di terrazzetti di frana ;

e) caduta delle piroclastiti grige [tufo campano) nel Wiirm 3°.
Poco dopo la formazione delle frane crioclastiche cadono le piroclastiti
grige che, ancora ad elevata temperatura, assumono consistenza litica ;
la superficie del deposito si dispone secondo un piano molto vicino a
quello orizzontale, simulando un terrazzo marino o fluviale ;

f) fase di erosione lineare catawiirmiana. L’inizio della deglacia-

— 272 —

zione segna un ulteriore aumento della piovosità. Il livello del mare,
il cui sollevamento glacio-eustatico è sfasato rispetto alla mitigazione del
clima (Tricart, 1965), ancora basso, provoca una nuova fase di erosione
lineare, durante la quale si formano le forre che solcano il terrazzo di
Sorrento; le falde detritiche del Wiirm 3° vengono incise;

g) formazione delle falesie e delle spiagge nel Versiliano. Il ritiro
delle calotte glaciali porta alla trasgressione Versiliana a 2 metri sopra
l’attuale livello del mare, marcata da un terrazzo di abrasione marina,
da solchi di battigia e da tutta una serie di forme di erosione costiera.
Le condizioni di trasgressione favoriscono al massimo Fescavazione delle
falesie (De Martonne, 1957); in corrispondenza dei solchi di erosione
torrentizia gli apporti detritici dei corsi d’acqua si accumulano formando
piccole spiagge ciottolose. Solo in qualche raro caso (con torrenti di
scarsa competenza) si creano forme di sommersione ; la Grotta dello
Smeraldo viene invasa dal mare;

h) Ritiro del mare fino all’attuale livello ed instaurazione delle
condizioni climatiche orierne.

Istituto di Geologia delV Università di Napoli, marzo 1968.

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L’appartenaece stratigraphique et l’exteosion
de certaines brèches de la zone cótière adrìatique

Nota della doti. RAJKA RADOICIC
presentata dai Soci DE CASTRO e MACCAGNO

(Tornata del 28 giugno’ 1968)

Résumé. ■ — Les brèches calcaires grossières soni les sédiments assez répandus
dans le Littoral monténégrin et dans la Dalmatie, Elles se trouveiit daes les diffé-
rentes zones où Fon leiir a donne Page différent: aux unes on a attribué Page
éocène, aux autres Page crétacé supérieur oii crétacé inférieur et aux quelques
unes celui jurassique supérieur, Avec cela, ces sédiments n’étaient pas souveiit
marqués comme des brèches.

Sur la base des connaissances actuelles, Pauteur distingue des brèches sans et
des brèches avec les fossiles dans le ciment. Sur la base des données paléontologiques,
de la position et de Pextension des unes et des autres, Pauteur pense que ce soient
des formations d’àge paléocène-éocène (ce qui ne signifie pas qu’elles soni en
totalité des équivalents temporaires) et que la diversité, laquelle a un caraetère
zonaire, dépende de la paléogéographie et de la position dans le bassiri sédimen-
taire ; les différences sont en particulier grandes entre les brèches de la zone distale
et proximale de sédimentation. Les unes et les autres sont liées pour les zones
paléogéographiques déterminées: ce sont des brèches de flancs lesquels ont iimité,
au nord, le bassin de Cukali, le bassin de Neretva-Hvar (lequel peut ne repré-
senter que la partie orientale extréme du bassin submergé de Vis-Neretva consi-
dérablement plus marquant, mais qui est pour le moment très peu clarifié) et le
bassin de la région de Split (les brèches du Velebit, lesquelles ont également iimité
un très large bassin, ne sont pas examinées dans cette note). Enfin, on a mis en
évidence la liaison possible entre le bassin de Cukali et le bassin de Durmitor.

Riassunto. — Lungo le coste del Montenegro e della Dalmazia sono molto dif¬
fusi dei sedimenti costituiti da brecce calcaree grossolane. Esse sono state trovate
in località diverse ed è stata loro attribuita un’età differente s ad alcune Eocene,
ad altre Cretacico superiore o inferiore e a qualcuna anche Giurassico superiore.
Inoltre spesse volte questi sedimenti non erano nemmeno riconosciuti come brecce.

Sulla base delle attuali conoscenze, l’Autore distingue tali conglomerati in brecce
con fossili nel cemento e brecce senza fossili nel cemento. Mediante l’analisi dei dati
paleontologici, della posizione e dell’estensione di questi tipi di brecce l’Autore

276 —

ritiene che si tratti di formazioni di età paleocenica-eocenica (la qual cosa non
significa che esse siano necessariamente perfettamente sincrone), e che le loro diffe¬
renze dipendono dalla paleogeografia e dalla posizione nel bacino sedimentario. Le
differenze saranno quindi molto marcate tra le brecce della zona di sedimentazione
distale e quelle della zona prossimale. Le une e le altre sono legate da zone paleo¬
geografiche determinate: esse sono delle brecce di fianco che hanno delimitato a
nord il bacino di Cubali, il bacino di Neretva-Hvar (il quale può rappresentare
la sola parte orientale estrema del bacino sommerso di Vis-Neretva, considerevol¬
mente più individualizzato, ma che per il momento è molto poco studiato) e il
bacino della regione di Split (le brecce del Velebit, che hanno anch’esse limitato
un bacino molto largo, non vengono esaminate in questa nota).

Infine TAutore mette in evidenza la possibile connessione tra il bacino di
Cubali e quello del Durmitor.

Les brèches calcaires grossières soni les sédiments assez répandtis
dans le Littoral monténégrin et dans la Dalmatie meridionale . Elles se
troiivent dans les différentes zones, où Fon leur a attribué, en premier
lieu à cause d’une certaine différence lithologique, l’àge différent : aux
unes l’àge éocène, aux autres — crétacé supérieur ou inférieur, et aux
quelques unes — jurassique supérieur. Il n’est pas le cas rare qu’elies
ne soient point marquées sur les cartes géologiques — leur présence
était soit négiigée, ou souvent n’était pas observée (le cours inférieur
de la Neretva, c’est à dire les environs de Ploce et d’Opuzen, en partie
dans la région des Boucbes de Cattare, dans le Vieux Monténégro et
à la Crmnica).

Dans la littérature géologique classique nous rencontrons des don-
nées concernant certaines de ces formations des terrains du Littoral
monténégrin (G. von Bukowski 1909, 1912) et des alentours du Mosor
et du Biokovo (Th. Rutgers 1942, J. Soest 1942, G. Woorwijk 1938).
Pour ces régions existent les cartes géologiques plus récentes rédigées
au cours de ces dernières liuit années (R. Antonijevié et autres 1966 ;
B. Markovic 1966; A. Pavic 1961; M. Komatina 1960, 1961-62 et A.
Vukovic 1960-61). Néanmoins nous devons constater qu’à Fétude de ces
brèches n’était pas attribuée une attention plus grande méme ni dans
le cadre des travaux plus récents, et leur intérèt pour la paléogéograpliie
n’était point observé.

Sur la carte (Fesquisse 1) est schématiquement représentée Fexten-
sion des brèches dans le Littoral monténégrin et dans la Dalmatie mé-
ridionale. Ce sont : localité 1 - les brèches de Pastrovici et de la Crmnica
méridionale ; localité 2 - les brèches de la Crmnica occidentale ; loca-
lités 3, 4 et 5 - les brèches de la région des Bouches de Cattare; loca-

les fossi Is dans le ci meni

— 278 —

lités 6 - les brèches de la barre Djevojacka greda, 7 - les brèches
d’Orjen, 8 - de Stravca et 9 - de Plat ; localités 10 et 11 - les brèches
du coiirs inférieur de la Neretva (les environs d’Opuzen et de Piece)
et localité 13 - les brèches de la région de Mosor et de Biokovo.

Dans le cadre des brèches calcaires grossières de la zone cótière
adriatique je distingue : (a) les brèches sans fossiles dans le ciment et
( b) les brèches à fossiles dans le ciment ( dans la phase actuelle de con-
naissance de cette matière il m’était le plus acceptable de les distinguer
d’après ce critèrium). En examinant leur distribution nous voyons que
les unes et les autres sont intimement liées pour les zones paléogéogra-
phiques déterminées.

Fig. 2. — Montagne d’Orjen. localité 7. Bloc de oalcaire néocomien stratiforme
dans les brèches sans fossiles dans le ciment.

Les brèches sans fossiles dans le c i ni e n
c’est à dire les brèches dans lesquelles prédomine la composante cré-
tacée inférieure (Vieux Montenegro, Orjen, environs d’Opuzeii et de
Ploce et en partie les brèches de Mosor de la zone septentrionale).

Ce sont les brèches hétérogènes très grossières d’une distribution
chaotique, Les inclusions sont de la grandeur differente : de celles me-
nues jusqu'aux blocs dont le diamètre atteint quelques mètres et, plus

— 279 —

rarement, irne dizaine de mètres. Un grand nombre d’incliisions a des
dimensions d’une dizaine de centimètres jusqu'^à un mètreo Les sédi-
ments crétacés inférieurs en prédominance néocomieiis sont la compo¬
sante prédominante, beaucoup plus rares sont les calcaires du Crétacé
inférieur plus jeune, et ceux du Crétacé supérieur (du Jurassique supé-
rieur?) apparaissent très rarement ou presqiie exceptioenellement. Le
ciment est un sédiment verdàtre calcaro-argileux. Il est irrégulièrement
distribué et ne se rencontre qu’en cas exceptionnels dans des quantités

Fig. 3. — Cattare, localité 3. Brèches et calcaires à Foraminifères. Pour les détails
A et B voir fig. 3 et 4.

plus grandes, Parfois il ne peut étre poinl trouvé sur des espaces plus
larges, si bien qu’on obtient une impression qu’il y a des parties dans
lesquelles il n’existe point un ciment» Dans le ciment de ce type on
n’a pas trouvé en aucun cas, pas seulement des fossiles, mais ni détritus
organogène quelconque. Les analyses sédimentologiques dues à D. Ste-
fanovska ont montré que les brèches d’Orjen, du cours inférieur de la
Neretva et du Mosor (zone septentrionale - peut-étre seulement dans
une de ses parties) ont le mème type de ciment. D’après D., Stefanovska
c’est «Une matière carbonatée cimentée, de type micritique, avec la

— 280 —

participation plus ou moins grande d’un fin détritus calcitique. Dans
la constitution du ciment participent, sauf de la matière calcitique pré¬
dominante, une quantité inconsidérable de la matière argileuse irré-
gulièrement distribuée, un peu d’aragonite et le pigment vert, lequel
provient d’un ingrédient vert fort transformé, lequel remplit des cavités
et pores souvent nombreux dans le ciment. D’après sa composition cor-

Fig. 4. — Détail A de la fig. 2. Brèche avec Rotalides, petites Globigérines, Giim-
bélines, Mélobésiées etc. dans le ciment. Les inclusions sont constituées de brè-
ches d’àge sénonien (avec fragments inéme dii Jnrassique) et calcaires avec
Orbitoi'didés.

respoiid à la silice amorphe., Par l’analyse d’un échaiitillon à l’aide de
la méthode thermo-différentielle on n’a pas identifié que la calcite et
l’argile. L’ingrédient vert ne pouvait pas étre déterminé dans le cadre
de cette étude ».

Les h r e c h e s à fossiles dans le ciment, c’est
à dire les brèches dans lesquelles prédoniinent des fragments crétacés
supérieurs (Crmnica - localité 2, Pastrovici - localité 1, Bouches de Cat¬
tare - localités 3 à 6, en partie Stravea - localité 8, Plat - localité 9, Pod-
mosorje méridional et Biokovo - localité 12.

— 281 —

C’est également irne bièche grossière, hétérogène et non triée. Les
inclusions ont des dimensions différentes, de très menues jusqu’à celles
dont le diamètre atteint plusieurs mèlres. Quelquefois penvent ètre peu
ou inconsidérablement faconnées, et dans le cas qu’elles se trouvent dans
une plus grande quantité de ciment calcaro-marneux peuvent ètre méine
arrondies. Prédominent des inclusions crétacées supérieures, et seulement
un petit nombre provient du Crétacé infèrieur (et du Jurassique?). On

Fig. 5. — Détail B de la fig. 2, Calcaires du Paleocène infèrieur avec des indù-
sion très rares du Turonien-Sénonien.

a observé que dans certains endroits, dans le cadre de ces brèclies, sont
développés les sédiments en prédominance sénoniens, dans d’autres ceux
turoniens-sénoniens ou turoniens — il n’est pas exclu que ce a triage »
soit d’une certaine importance stratigraphique. Le ciment de la base
est de type micritique, dans un cas (observé dans la région des Bouches
de Cattare) c’est un calcaire clair à Foraminifères en prédominance
grands (Rotaliidea) et à détritus organogène différent, dans un autre
c’èst un calcaire jaunàtre-rosàtre à Foraminifères pélagiques, et le plus
répandu est le calcaire gris-verdàtre marneux ou la marne calcaire
également à Foraminifères pélagiques; le ciment à Nummulites, c’est

— 282

à dire le calcaire nummulitique apparali dans les hants bancs de ces
brèches. Les calcaires foraminifères (à Rotalideas différentes) et les
calcaires nummulitiqnes apparaissent également comme des interca-
lations et lentilles, les premiers dans la plus basse partie et les deuxiè-
mes dans la plus haute partie des brèches.

Revue stratigraphique

Le plus jeune sédiment redéposé dans les brèches sans fossiles
dans le ciment, il représente un indice indirect et pour le moment unique
de l’àge de ces formations lesquelles ne soni pas ni de loin suffisamment
étudiées à ce point de vue. Le plus jeune fragment constate dans la
brèche d’Orjen est le calcaire du Crétacé supérieur plus jeune à Hip-
purites. Cela signifie que les brèches d’Orjen ne soni pas plus anciennes
que le Crétacé supérieur plus jeune et que pour le moment, si nous
appuyons seulement sur cette donnée, ne peut étre exclue la possibilité
de leur appartenance au Sénonien.

Les brèches de Stravca (figure 1, localité 8) devraient représenter
un prolongement de la zone de brèches d’Orjen (localité 7). Dans cette
région soni identifiées deux plus petites parties — Lune sans fossiles
dans le ciment et l’autre à fossiles du Paléocène inférieur. En partant
de cette donnée, il est vraisemblable que dans le complexe de brèches
d’Orjen il faille s’attendre des parties à mémes fossiles dans le ciment.

Les brèches du cours inférieur de la Neretva ( Opuzen Ploce, figu¬
re 1, localités 10 et 11) ne soni pas plus anciennes que le Maestriclitien,
puisque le plus jeune fragment y trouvé jusqu’à présent est d’age
maestrichtien. Pourtant, cela n’exclut pas la possibilité que leur for-
mation a commencé vers la fin du Maestrichtien.

Il est certain qu’au Mosor soni développées les brèches, lesquelles
correspondent aux brèches du cours inférieur de la Neretva et d’Orjen
(la zone septentrionale des brèches de Mosor - localité 13). Si nous
partons du fait que sur cette méme espace M. Komatina (1960) a con-
staté des parties plus petites de brèches éocènes, alors nous pouvons
s’attendre trouver une solution justement ici — obtenir des données du
rapport entre les unes et les autres brèches. Dans la région de Mosor,
laquelle n’est pas suffisamment étudiée de ce point de vue, sont répan-
dues également des brèches plus jeunes doni on parie ici.

Le mur des brèches sans fossiles dans le ciment — là où il est
observé — est d’àge jurassique supérieur et néocomien.

— 283 —

La position stratigraphique des brèches avec fossiles dans le ciment
est nette. Dans celle-ci sont représentées les divisions a partir dii Pa¬
leocène inférieur jusqu’à l’Eocène moyen (pour le moment ne peut
étre exclue la possibilité que leur formation a conimencé veis la fin
du Maestrichtien), leur mur est constitué de sédiments jurassiques su-

Figo 6. — Versant Occidental du Mont Sisman (Bouches du Cattare). Calcaires à
Foraminifères du Paleocène inférieur.

périeurs, ou,dans un autre cas, de ceux crétacés supérieurs, et le toit
de Flysch éocène (ou les sédiments marneux pré-flyschs?).

Dans la plus ancienne partie de brèclies apparaissent des noeuds
et intercalations de calcaire foraminifère, lequel latéralement passe aux
brèches, et le calcaire lui-méme est par places bréchoide,, Du point de
vue paléontologique, ce calcaire contieni les Rhodophycées, Rotalidés

— 284

très fréquentes {Rotalia, Kathina^ Gavellinella, Lokhartia?, etc.), les
Miliolidés et Foraminifères pélagiques peu fréquents — Globigérines
et Globorotalies (de la zone pseudohulloides-inconstans). ou, dans un
autre cas, les Globorotalies le plus vraisemblablement de la zone trinida-
densis-uncinata, A un liorizon qiielque peu plus jeune appartiennent

des niveaux de brèches dont le ciment est un calcaire marneux jaunàtre-
rougeàtre à Globorotalies, lesquelles ne sont pas à coup sur plus ancien-
nes que la zone- pusilla.

Les quantités plus notables de ciment marneux gris-verdàtre se
trouvent dans la partie plus haute des brèches. Elle contient nombre
Foraminifères pélagiques — Hétérohélicidés, Globigérines et Globoro-

— 285 —

talies. On n’à pas plus en détails étudié cette faune, mais en certains
cas il s’agit à coup sur des associations plus jeunes que le Palocène moyen
et supérieur. Le ciment marneux verdàtre contient, par places, égale-
ment de grands Foraminifères — Discocyclines et Nummulites. Dans les
hauts bancs des brèches apparaissent des intercalations et noeuds de
calcaire nummulitique (FEocène moyen?).

L’épaisseur des deux brèches en question est très variable aussi bien
dans la direction longitudinale qu’en allent de la zone de sédirnentation
proximale vers celle distale. Dans les terrains où les coupes sont entiè-
rement découvertes on peut parler de Fépaisseur d’une centaine jusqu’à
plusieurs centaines de mètres. Pourtant, il n’est pas exclu que par places
cette épaisseur atteint mille mètres et davantage.

Sur la base des données biostratigraphiques disponibles, de la posi-
tion et de l’extension des unes et des autres brèches, j’ai conclu que
c’étaient en generai des formations synclirones : d’àge paléocène-éocène,
et que la diversité, laquelle est de caractère zonaire, dépend de la paléo-
géographie et de la position dans le bassin de sédirnentation. Les diffé-
rences sont en particulier grandes entre les brèches déposées dans la zone
de sédirnentation interne et celles déposées dans la zone de sédirnentation
externe.

Par rapport aux brèches sans fossiles dans le ciment cette conclu-
sion n’a pas sa pieine affirmation paléontologique. Pour ces raisons il
faut Faccepter avec une certame réserve, relative, en premier lieu, à
la question si les brèches avec et sans fossiles sont en totalité des èqui-
valents temporaires.

La distribution et l’extension

Lorsqu’on parie de la position dans le bassin de sédirnentation,
il faut souligner que les brèches sans fossiles dans le ciment se couchent
dans la zone interne par rapport aux brèches à fossiles dans le ciment.
De cela pourrait étre tirée la conclusion qu’elles avaient une position
proximale par rapport aux cordillères d’où provenait le matèrici, et
les brèches à fossiles dans le ciment — une position distale.

Les brèches à fossiles dans le ciment reposent a) sur le Jurassique
supérieur et b) sur le Crétacé supérieur ; avec cela ces dernières se trou-
vent dans la zone externe par rapport aux premières. Done, si nous
observons seulement ces brèches, alors les brèches reposant sur le Juras-
sique supérieur auront la position proximale.

Fig. 8a. — Détail de la fig. 7. Caprinula olisoponensis Clioff. Déterminé par
D. Pejovic.

Fig. 86. — Détail de la fig. 7. Caprina sp.

Fig. 9. — Route entre Risan et Morinje (localité 5). Brèches avec beaucoiip de
eiment qui renferme des Globorotalies du Paleocène siipérieur - Eocène.

— 287 —

Au coiirs du soulèvement des cordillères, lesqueiles donnaient le
matériel pour ces brèclies, intervenait, semble-t-il, un déplacement de
Faxe de soulèvement. En liaison avec cela, la zone de sédimentation des
brèches migrait également, c’est à dire ses parties proximale et distale,
si bien qu’on a pu rencontrer le cas, en dépendance de la direction de
migration de Faxe, que les brèches de la zone proximale sont super-
posées par-dessus des brèches (plus anciennes) de la zone distale et
inversement (quoique le méme phénomène puisse arriver d’une autre
manière). Pour procèder, dans ce sens, à une reconstitiition du cours de
formation des brèches de la zone còtière adriatique et à la délimitation
plus nette des bassins particuliers, il faudrait d’abord résoudre les rap-
ports entre les unes et les autres brèches et exécuter des études de détails
sur le pian régional plus large.

L’extension géographique des brèches montre qu’elles sont dans
une étroite (causale) liaison avec les zones paléogéograpliiques déter-
minées, c’est à dire avec les bassins (a/ les bassins anciens, b/ les bas¬
sins individualisé ver la fin du Crétacé), dont quelques-uns restent en-
core toujours, semble-t-il, mal clarifiées. Ce sont des brèches de flancs \
lesqueiles ont limite du nord les bassins : le bassin de Kotor-Budva ( de
Cubali), le bassin de Neretva-Hvar (lequel ne représente, peut-étre, que
la partie orientale extrénie du bassin submergé de \is-Neretva consi-
dérablement plus marquant, qui est pour le moment le moins clarifié)
et le bassin de la région de Split (au nord, les brèches de Velebit limi-
taient également un large bassin — cette région n’est pas étudiée).

Une plus petite partie de brèches paléogènes de Vjeternik, au
nord de Titograd, parie en faveur que nos études futures devraient ètre
dirigées vers l’étude de la liaison entre le bassin de Durniitor et celui
de Kotor-Budva, c’est à dire de Cubali. En faveur de rexistence de cette
liaison milite également les propriétés faciales des sédiments de la
région de Kuci et du canyon de la Moraca.

1 Elles représentent une autre catégorie des brèches de flancs — du point
de vue paléogéographique, une valeur d’un tout autre et supérieur ordre que les
brèches dont a écrit J. Aubouin, 1966, p. 25.

— 288

BIBLIOGRAPHIE

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Boll. Soc. Natur. in Napoli

voi. 71, 1968, pp. 289-302, 4 figg., 1 tav.

La caverna del Cervaro (Lagonegro)
ed i caratteri antropologici dei suoi abitanti

Nota del socio A. RODRIQUEZ (*)

(Tornata del 25 ottobre 1968)

Riassunto. — Il presente lavoro descrive la Caverna del Cervaro (Lagonegro)
aal punto di vista morfologico e si espongono in esso i caratteri antropologici degli
uomini che la frequentavano.

Ad una origine come grotta di interstrato, segui una evoluzione graviclastica
e chimioclastica, per cui la grotta si sviluppò per oltre una cinquantina di metri
nei calcari cretacici del M. Cervaro, al contatto con un banco di dolomia.

Sono stati ritrovati numerosi frammenti di ceramica ed una accetta in serpentino,
riferibili alla fine del neolitico o al principio deH’eneolitico.

È stato anche ritrovato un cranio umano, inglobato in materiale calcareo strate-
rellato che, isolato, si è rivelato appartenere ad una donna di età compresa fra i 22
ed i 35 anni. Gli indici particolari hanno permesso di dedurre l’appartenenza ad un
gruppo razziale non ancora differenziato, con caratteri sintetici di razza xantoderma,
non ancora evoluta verso la razza mediterranea.

Surnmary. — This work describes Cervaro Cave, near Lagonegro, in respect of
its morphology and are also explained thè antropological characters of men who
lived there. The Cave, originated as inter layer cavity, evolved by tumbling down and
afterwards by chemiclastic activity, because of this it devolped for about fifty
metres, in cretacious limestone of Mt. Cervaro, into contact with a dolomite reef.

Were discovered numerous fragments of potteries too, and a serpentine hatchet
which may be ascribed to upper Neolithic or lower Eneolithic age. Was also discovered
a cranium, coated by finely stratified calcareous materials which, isolated, showed
itself to belong to a woman, 22-35 years old. The peculiar indices make us deem
it belonging to a not yet differentiated race, with thè synthetic characters of a xantous
race, not yet evolved to mediterranean race.

(*) Ringrazio tutti i componenti del Gruppo Speleologico del C.A.I. di Napoli
che hanno collaborato al rilevamento della grotta ed in particolare il dott. A. Piciocchi
per la preparazione del materiale ceramico e litico. Ringrazio di cuore il dott. P. Scan-
done per avermi seguito, consigliato ed incoraggiato nel lavoro. Un grato pensiero al
dott. V. Somma per la preziosa collaborazione nelle radiografie dentarie e nella
determinazione delFetà.

19

290

Nel 1911 G. De Lorenzo richiamava l’attenzione degli studiosi su
« ...una caverna con avanzi preistorici... » da lui scoperta « ..al confine
fra la Provincia di Salerno e quella di Potenza, a mezza strada fra
Casalbuono e Lagonegro, e propriamente ad un chilometro a nord del
gruppo di casupole detto il Fortino, nella sponda destra dello Stretto
Gauro, a circa quaranta metri sotto il livello della strada rotabile e ad
una ventina sui fondo del canale, da cui si .sviluppa poi il Vallone
Secco... » e nella quale ritrovò a ossa umane, cocci, armi e segni di
fuoco ». Egli, però, non fece alcun studio sul materiale ritrovato, con¬
servandolo, però, e catalogandolo.

V. De Cicco, nel 1912, continuò gli scavi nella caverna indicata
ed in altre vicine, comunicando il ritrovamento di copioso materiale,
senza però illustrarlo.

I reperti di De Lorenzo, parte di quelli di De Cicco e parte di
quelli successivi di G. Leo-Serra trovarono un’ampia esposizione nella
memoria pubblicata da D’Erasmo nel 1926. In base allo studio della
ceramica, degli avanzi .scheletrici e degli oggetti litici egli potè con¬
cludere che la grotta del Cervaro rappresenta le industrie fittili neolitiche
nella loro ultima fase, con strette affinità con quelle eneolitiche della
vicina valle della Vibrata.

La grotta si apre nel calcare cretacico del M. Cervaro, sul versante
occidentale, una ventina di metri al disopra di un grosso banco di dolo¬
mia, sviluppandosi per una cinquantina di metri quasi in direzione
NW-SE. Gli strati del calcare inclinano, nei pressi deU’ingresso, media¬
mente verso NNW, e la cavità si inoltra in leggera .salita, quasi seguendo
il contatto fra il calcare e la dolomia.

Essa dovette originarsi come grotta di interstrato, e di tale origine
sono conservati i caratteri nella sezione tipica, per poi svilupparsi essen¬
zialmente per fenomeni graviclastici e subordinatamente chimioclastici.
Successivamente, in uno stadio più maturo, divenne prevalente l’attività
chimica di depo.sito, con riempimenti stalattitici, formazione di frange
stalattitiche lungo il percorso delle fratture e di concrezioni stalagmi-
tiche sui massi caduti ed in parte sul terreno di riempimento.

II regime idrico doveva essere a carattere intermittente e per lunghi
periodi la parte slargata presso l’ingresso e quella terminale dovevano
essere allagate, come è dimostrato dai diversi segni la.sciati dalle acque
stagnanti e dai livelli delle concrezioni, nella parte mediana della grotta,
che appaiono disposti a più altezze. D’altra parte una simile situazione
non poteva avere carattere permanente, essendo la grotta stessa frequen¬
tata dagli uomini. Attualmente la cavità presenta limitate infiltrazioni

— 291 —

d’acqua ; limitato è pure lo stillicidio, mentre solo nella parte centrale
si notano piccole pozze d’acqua.

Le concrezioni calcaree della volta ^ono quasi sempre ben sviluppate
nella zona mediana e per l’intero sviluppo della grotta, mentre lungo le
pareti e nella parte laterale della volta sono presenti nella sola parte
occidentale verso l’ingresso e nella sola parte orientale verso il fondo.
Nella grotticella a sinistra dell’ingresso le concrezioni calcaree sono
presenti nella volta solo verso sud, mentre mancano nella parte nord
della volta e nella parete adiacente. Il piccolo diverticolo a destra del¬
l’ingrasso, invece, presenta sia le pareti che la volta del tutto libere da
concrezioni, anzi, con ogni probabilità, la parete nord si è formata a
seguito della caduta di un grosso blocco che ha isolato il piccolo vano
dall’esterno.

Purtroppo i numerosi scavi eseguiti in epoche diverse hanno mirato
a recuperare materiale paletnologico senza ricostruire la stratigrafia del
giacimento, anzi distruggedo i limitati depositi esistenti e rendendo
pertanto impossibile uno .studio in tal senso.

Hi Hs ❖

Anche dopo le numerose campagne di scavo effettuate nel passato,
la grotta ha recentemente fornito interessanti materiali attestanti la
presenza umana nella grotta stessa. Sostanzialmente i reperti non si
distaccano da quelli segnalati e studiati dai vari Autori che si .sono
interessati alla zona : si tratta di pochi avanzi di suppellettili di terra¬
cotta, di una accetta di pietra levigata e di un cranio umano incompleto.

La ceramica è rappresentata da pochi frammenti di vasi di fattura
line, con impasto omogeneo contenente rari detriti più grossolani. Di
colore rossiccio aU’esterno e grigio o nero aU’interno per la cottura in¬
completa, la maggior parte di essi doveva far parte di vasi che, a vedere
dalla curvatura dei frammenti, dovevano avere un diametro di una
quarantina di centimetri. In pochi di e,ssi si notano dei cordoni rialzati,
larghi sei-otto millimetri ed elevati in due-tre millimetri, che presentano
lungo il margine superiore degli incavi ricavati con un oggetto a taglio
smussato ; si notano pure i segni lasciati dalla stecca sulle superfici
levigate.

Di particolare rilievo è un frammento di forma grossolanamente
trapezoidale che faceva parte del bordo di una ciotola (fig. I): esso
presenta un grosso cordone in rilievo del tipo già de.scritto, in posizione
obliqua rispetto al bordo stesso, mentre lungo il margine corre un cordone
analogo, ma più stretto e meno rilevato. Un altro frammento, di forma

— 292 —

quasi triangolare ed anche esso parte del bordo di una ciotola, è di

Fig, 1, — Caverna del M. Cervaro. — Ceramica. Frammenti di ciotola con orna¬
mentazione trasversale e parallela al bordo ; frammento di vaso con manico
formato da due orecchiette ; accetta in serpentino. Le dimensioni dei frammenti
sono leggermente ridotte ; quelle dell’accetta, di poco ingrandite.

fattura più grossolana : in esso il cordone rilevato convergente verso il
bordo è più piccolo dell’altro analogo, mentre quello che corre lungo

— 293 —

il margine stesso è appena accennato ; del tutto identica è la orna¬
mentazione.

Un altro frammento presenta due orecchiette affiancate di forma
tondeggiante, leggermente volte verso Falto a formare un robusto appi¬
glio. Manca ogni ornamentazione, mentre pare che si possa distinguere
uno strato di argilla più fine spalmato sulla superficie.

Tutto questo materiale è di tipo analogo a quello descritto da
D’Ekasmo e da lui datato alla fine del neolitico o alla parte iniziale
dell’eneolitico.

L’accetta è in roccia serpentiriosa, simile per forma a quelle prece¬
dentemente ritrovate, ma di dimensioni minori. La lunghezza è infatti
di mm. 36, la larghezza massima di mm. 34 e la minima di mm. 13,

10 spessore, al centro, è di mm. 8. I margini laterali ed il taglio sono
perfettamente conservati e sono ancora visibili delle striature trasversali
prodotte nel levigare le facce e nell’affilare il taglio. Anche la roccia
da cui fu ricavata appare uguale a quella dell’accetta serpentinosa illu¬
strata da D’Erasmo nella quale egli riconosce caratteri di affinità con
quelle ritrovate da Colini nella valle della Vibrata, di età eneolitica.

Nella parte finale della grotta, infine, è stato ritrovato un cranio
umano incompleto e non congiunto allo scheletro di cui faceva parte
(figge 2,3,4). Era visibile solo l’orlo della grossa rottura che interessa

11 parietale ed il temporale sinistro, parte del frontale e dell’occipitale
( fig. 4) ; tutto il resto era coperto da incrostazioni calcaree, nella parte
superficiale simile alla crosta stalagmitica presente nelle parti circostanti
della grotta. Tali incrostazioni non corrispondevano affatto allo strato
fertile ricordato da De Lorenzo e formate da « tufo calcareo giallastro »
(De Lorenzo (1911) pag. 446 e D’Erasmo (1926) pag. 4) ma era
formato da materiale duro, sottilmente stratificato, compatto, grigiastro,
di calcare talora microcristallino, con straterelli di uno o due millimetri.
In taluni punti erano inglobati noduli di argilla rossastra, allungati e
tondeggianti. In qualche punto gli straterelli erano sostituiti da mate¬
riale più friabile, a grana fine, a sua volta inglobante piccolissimi fram¬
menti ossei, forse unghie o denti di piccoli animali, messi in evidenza
solo in sezione durante i lavori di isolamento del cranio e non isolabili
essi stassi.

Gli straterelli di calcare erano disposti in direzione parallela a
quella sagittale del cranio e, tenendo conto della posizione in cui fu trovato
il cranio stesso — cioè poggiato sulla parte destra — rappresentavano
i livelli successivi di deposizione del materiale calcareo di disfacimento,
materiale che, provenendo dalla roccia incas.sante, doveva verosimil-

294 —

mente depositarsi al fondo di pozze d’acqua. La presenza delle granu¬
lazioni di argilla avvalora questa ipotesi.

È da pensare, perciò, che anche gii altri resti di crani ritrovati da
De Cicco e ricordati da D’Erasmo « ...tutti frammentari e tenacemente

Fig. 2o — Caverna del M, Cervaro. Cranio in norma laterale.

inglobati nella dura crosta calcarea... » siano stati ritrovati in tali con¬
dizioni per le medesime ragioni.

L’isolamento del cranio è stato eseguito mediante l’uso di dischi
diamantati, di moiette di carbarundum e di dischi abrasivi del tipo
usato in odontotecnica. L’uso alterno degli uni e degli altri, mediante
successivi tagli ed abrasioni ha portato al completo isolamento del cranio,
tranne che della parte più interna delle orbite, nella quale non si è

~ 295 —

avuta la possibilità di far girare i dischi. Date le particolari condizioni
di friabilità dell’osso a contatto con la crosta calcarea, non si è ritenuno
opportuno liberare anche la parte interna delle ossa del neurocranio, nè
svuotare le orbite, ricavando, perciò, la capacità del cranio mediante
formule indirette e rinunciando alla misura della capacità dell’orbita.

Fig. 3. — Caverna bel M. Cervaro. Cranio in norma frontale.

Per la misura dei diametri si è seguito il criterio di Martin e
Saller (1952); per la determinazione dei diametri di larghezza, invece,
si è individuato il piano sagittale mediante fili tesi fra i punti cranio-
metrici esposti, cioè il bregma, il basion e l’opistion ; da tale piano sono

Caverna del M. Cervaro. Cranio in norma verticale e basilare.

297

state computate le misure nella parte esistente e quindi raddoppiate per
ottenere le misure complete. Tali misure sono state ovviamente riportate
come misure approssimate anche in considerazione della naturale asim¬
metria del cranio.

Per la misura degli angoli si è creduto opportuno determinare Fam-
piezza su una radiografia in norma laterale in modo da riportare sullo
stesso piano tutti i punti craniometrici e da considerare Fintersezione
dei piani di riferimento col piano sagittale. In altre parole si è applicato
al cranio il metodo di Lefrou sul vivente.

Si riportano qui di seguito le misure in millimetri eseguite secondo
i metodi descritti innanzi.

NEUROCRANIO

Diametri di lunghezza

Diametro antero-posteriore massimo
» glabelladnion

» nasion-inion

» glabella-lambda

Lunghezza della base cranica
Lunghezza del foro occipitale

Diametri di larghezza

Diametro di larghezza massima
Larghezza frontale minima
Diametro biauricolare
» bimastoideo

Piccolo diametro trasverso del capo
Larghezza del foro occipitale

Diametri di altezza

Diametro basion-bregma

» di altezza massima

» opistion- vertice

Altezza auricolo-bregmatica
» auricolare massima

Indice cefalico

» di altezza

» di altezza totale

» di larghezza-altezza

» di altezza auricola-verticale lungo

» di altezza auricola-verticale breve

» frontale trasversale

)) del foro occipitale

171

167

164

165
91
24

126

91
112
76 wo
68

33

131

137

140

121

124

73,67 dolicocranio
76,60 ipsicranio
80,10 ipsicranio
103,09 acrocranio
70,76 ipsicranio
96,03 acrocranio
72,30

137,50 largo

— 298 —

Capacità (^)

SPLANCNOCRANIO

Diametri di lunghezza

Lunghezza della faccia

» facciale laterale

Diametri di larghezza
Larghezza facciale superiore
» hiorbitale
)) naso-molare
y> bizigomatica

Diametri di altezza

Altezza della faccia superiore

Misure del mascellare e del palato
Lunghezza maxillo-alveolare
Lunghezza del palato

Misure dell’orbita

Larghezza interorbitale anteriore
Larghezza orbitale
Altezza orbitaria

Misure della regione del naso
Larghezza del naso
Lunghezza del naso
Altezza delVapertura piriforme
Lunghezza delVosso nasale

Indice facciale superiore
» orbitale
» orbito- facciale

» naso-malore
» nasale

1306,72 aristocranio

74

64

100

93

51

116

65

38

44

23

39

35

22

46

30

21

56,03 leptico
89,78 ipsiconche
53,84

54.83 platorbita

47.84 mesorrino

(*)

lung. max x largh. max x alt, basion-bregma

c =

2

1,08

171 X 126 X 131

2

1,08

1306,72

— 299 —

Angoli

Angolo del profilo totale

00

o

mesognato

»

del profilo nasale

85°

ortognato

))

del profilo del dorso del naso

68°

»

del profilo alveolare

75°

prognato

»

facciale massimo

o

O

00

»

orizzontale di inclinazione delVaper-

tura deir orbita

14°

donna

»

del profilo laterale della faccia su¬

periore

136°

»

di inclinazione del foro occipitale

— 20°

))

occipitale di Broca

8°

))

del clivus

102°

))

calotta-base

26°

»

della curva frontale

60°

Dalle misure riportate, il cranio risulta es.sere dolicocranio, in quanto
l’indice cefalico è di 73,67; sia l’indice di altezza (76,60) che quello di
altezza totale (80,19) nonché l’indice di altezza auricolo-verticale lungo
(70,76) fanno dedurre che si tratti di ipsicranio. Inoltre gli indici di
larghezza-altezza a quello di altezza auricolare breve danno i caratteri di
un acrocranio, cioè alto e stretto. Il foro occipitale, secondo l’indice par¬
ticolare, risulta essere più largo che lungo.

Le misure dello splancnocranio hanno dato risultati particolarmente
interessanti in quanto, secondo l’indice facciale superiore, si tratta di una
faccia leptica, os.sia stretta ed alta ; l’indice orbitale ha permesso di
dedurre che le orbite sono ipsiconche, cioè alte, caratteristica questa di
razze gialle. Così pure l’indice nasale ha dimostrato che si trattava di
un soggetto mesorrino, il che rientra nelle caratteristiche, com’è noto,
delle razze gialle. L’indice naso-malare, poi, ha messo in evidenza una
netta platorbitia, vale a dire orbite schiacciate.

Gli angoli misurati col metodo di Lefrou hanno fornito prova che
il cranio in questione, come prognatismo totale, è mesognato ; presenta,
cioè, un mascellare poco sporgente ; l’angolo del profilo nasale mostra
ortognatismo, mentre il profilo alveolare è nettamente prognato.

L’angolo orizzontale di inclinazione dell’apertura dell’orbita risulta
di 14°, caratteristica questa di un cranio femminile, tesi avvalorata
anche dagli altri caratteri differenziali. La capacità, infatti, misurata
con il metodo indiretto per la notevole mancanza di gran parte del lato
sinistro, col coefficiente 1,08 per i crani femminili, fa rientrare il cranio
in parola nella categoria degli aristocrani femminili. Eseguendo il calcolo

— 300 —

col coefficiente 1,14 per i crani maschili, si ottiene, invece, un risultato
(1297,95) che .si discosta nettamente dalla media. La curva sagittale
nelle porzioni frontale, bregma-lambda e lambda-inion è regolare ; la
regione del vertice è appiattita ; le inserzioni dei muscoli nucali sono
poco pronunciate. Tutti questi caratteri, in definitiva, permettono di
concludere che si tratti di un cranio femminile.

Per quanto riguarda l’età del soggetto, dall’esame dello stato di
conservazione dei denti e dall’osservazione della camera pulpare dei denti

Fig. 5. — Radiografia degli incisivi, del canino, dei premolari e molari mostranti la
presenza della camera pulpare ancora visibile per incompleta calcificazione della
dentina.

stessi, rivelata in radiografia, si può dedurre quanto segue : la dentatura
è completa e la presenza del terzo molare superiore determina, secondo
la consuetudine, l’età minima di 22 anni; la calcificazione della dentina
non è molto avanzata, per cui la camera pulpare .si presenta ancora ben
evidente all’esame radiografico (fig. 5) ; i molari presentano le cuspidi
alquanto abrase, tali da far supporre un uso non troppo prolungato ;
l’incisivo centrale destro presenta una leggera malocclusione ed ambedue
si presentano abrasi per la posizione labidontica, cioè gli incisivi superiori
incontravano quelli inferiori lungo il margine tagliente (fig. 4). Tutto
quanto precede fa supporre un’età massima appros,simativa di 35 anni.

I risultati antropometrici ottenuti sono perfettamente d’accordo con
quelli riportati da Biasutti (1955) per le popolazioni antiche dell’Asia
ed in particolare con i dati ricavati da scheletri delle tombe di età eneo¬
litica e dei crani delle grotte sepolcrali di tarda età neolitica, per i quali
l’indice cefalico è compreso in quello dolicocefalo. Lo stesso Autore
riferisce che i neolitici dell’Europa orientale ed i tipici rappresentanti
neolitici ed eneolitici della Spagna, della Sardegna, della Slesia, della

— 301 —

Boemia e deU’Inghilterra si presentavano analogamente tutti dolicoce¬
fali, mesorrini, leptocefali.

Dal comples.so delle osservazioni e delle considerazioni esposte si
può concludere — in accordo con le affermazioni di D’Erasmo — che
il soggetto in esame visse al principio delFeneolitico, con caratteri sin¬
tetici di un ceppo razziale non ancora differenziato, dal quale poi dove¬
vano originarsi gli elementi caratteristici delle varie popolazioni attuali.

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m. 665

Boll. Soc. Natur. in Napoli

voi. 77, 1968, pp. 303-325, 11 figg., 1 tah.

Osservazioni geomorfologiche nel tratto di costa
compreso tra le foci dei fiumi Noce-Castrocucco
e Lao (Cosenza) D

Nota dei soci LUDOVICO BRANCACCIO e ANTONIO VALLARIO ((*) **)

(Tornata del 29 novembre 1968)

Riassunto. — Con Tesarne morfologico del tratto di costa tirrenica compresa tra

le foci del F. Castrocucco-Noce e del F. Lao, si sono riconosciuti tre ordini di

terrazzi disposti a 100 m, a 35 m e a 8 m sul livello del mare. In corrispondenza
di quest’ultimo terrazzo affiorano sedimenti detritici riccamente fossiliferi con grossi
cespi di Clacodora coespitosa, inoltre sono state rinvenute forme di abrasione

marina a 2 m dal livello del mare. Si precisa che il terrazzo dei 50 m interpretato da

precedenti Autori come Milazziano rappresenta la superficie di un glacis detritico di

età wiirmiana. È stata individuata la successione stratigrafica a partire dalTinterglacia-
le Riss-Wiirm; sui depositi della trasgressione tirreniana di 8 m, infatti, giacciono
lembi di sabbie grigie con laminazione incrociata, residui dello smantellamento di

dune costiere da ostacolo di età wiirmiana, oltre a brecce ad elementi scarsamente
arrotondati, dolomitici, immersi caoticamente in una abbondante matrice di colore
rosso, sabbiosa. Le brecce vengono interpretate come depositi di soliflusso ed ascritte
al Wiirmiano 3°.

Sulle brecce a matrice rossa giace una conoide stratificata, costituita da una

breccia a spigoli vivi e con scarsissima matrice. Tale breccia di origine criolastica

viene attribuita anch’essa al Wiirmiano 3°. I due ultimi membri sono interessati

dalla fase di erosione lineare catawiirmiana. Il Versiliano è rappresentato dai depo¬
siti continentali formanti le pianure costiere.

Abstract. — The morphology of thè tyrrhenian coast, between Castrocucco-Noce

and Lao River mouths, is surveyed.

Three marine terrace orders bave been detected: 100, 35 and 8 m. on thè m.s.l.

(*) Lavoro eseguito con il contributo del Consìglio Nazionale delle Ricerche.

(**) Brancaccio si è interessato delle formazioni continentali, Vallario delle
formazioni marine e dei terrazzi ; le considerazioni conclusive sono state tratte da
entrambi.

304 —

The supposed Milazzian 50 m. terrace is interpreted here as thè retreat surf ace
of a Wiirmian detritai piedmont slop,

The lowest terrace is overlain by bioclastic sediments, with corals ( Cladocora
coespitosa).

The Riss-Wiirm interglacial sequence, overlyng thè Tyrrhenian transgressive sedi¬
ments (8 m terrace), is then described. It consists upwards in (a) gray, crossbedded
sands, (b) poor rounded dolomitic solifluction breccias with reddish sandy matrix,
and ( c) cryoclastic, stratified breccia fan.

The last two terms, whose age is Wiirm 3°, are eroded in very late Wiirm
times. The alluvial sediments of thè Coastal plains as well as other marine erosional
features are considered of Versilian age.

1. Premessa.

Nel presente lavoro prendiamo in esame la morfologia costiera e
i depositi quaternari del tratto di costa compreso tra le foci del F.
Castrocucco-Noce, a nord, e del F. Lao, a sud (fig. 1).

Tale area rientra nella porzione sud-occidentale dell’ Appennino
Calabro-Lucano (1).

Questa porzione di costa calabrese è già stata studiata da De
Fiore 0. (1937), che si occupò prevalentemente della stratigrafia dei
depositi rinvenuti nelle grotte costiere, con particolare riguardo ai depo¬
siti della Torre Talao, prospiciente l’abitato di Scalea. Egli riconobbe
anche quattro serie di terrazzi disposti rispettivamente a 100, 50, 10
e 3 metri, rispetto all’attuale livello del mare.

Fata 0. (1956) si interessò esclusivamente del terrazzo dei 100 m
che attribuì al Siciliano, in base ad una fauna rinvenuta in un lembo
sabbioso sul terrazzo di Scalea.

Nel 1953 Blanc A. C. e Segre A. G. esaminando un tratto di costa
del Cilento poterono datare sulla base di reperti paletnologici, le dune
costiere rossastre affioranti nella zona, che attribuirono al Wiirmiano,
e precisamente all’epi- Wiirm 2°.

In questo studio, alla luce delle più recenti osservazioni di Blanc
A. C. e Segre A. G., si ricostruiscono gli eventi morfogenetici che hanno
determinato Fattuale fisionomia della costa. Esso rappresenta un primo
contributo agli studi sulla morfologia costiera della costa calabra del
Tirreno e rientra nelle ricerche che l’Istituto di Geologia dell’Università
di Napoli compie con i contributi del Consiglio Nazionale delle Ricerche.

(1) L’area studiata è compresa nelle tavolette: Praia a Mare (220-I-SO) e Scalea
(220-II-NO) deiri.G.M.

305 —

20

— 306 —

Porgiamo un ringraziamento al Prof. Francesco Scarsella per
averci consentito di intraprendere tali ricerche e al Prof. Antonio
Lazzari che segue costantemente il nostro lavoro.

2. Cenni geologici.

L’area esaminata, compresa nella porzione sud-occidentale dell’Ap-
pennino Calabro-Lucano, fa parte del dominio paleogeografico a sud della
linea tettonica Pollino-Ciagola individuata da C. e M. J. Grand jacquet
(1962); tale dominio paleogeografico, caratterizzato dalla facies con selce,
viene distinto dal dominio paleogeografico a nord della linea Pollino-Cia¬
gola in cui si rinvengono le facies calcareo-dolomitiche di piattaforma dello
Appennino meridionale, denominate facies a Rudiste.

La facies con selce è costituita, dal basso verso l’alto, da : scisti
epimetamorfici con intercalazioni di calcari e dolomie bianche su cui
poggia un livello gessoso o conglomeratico di età permo-carnica ; dolomie
grigio scuro di età triassico-liassica ; calcari nerastri con liste e noduli
di selce cui segue una breccia a selce di età paleocene-eocenica ; sulla
breccia a selce trasgredisce una serie flyscioide ypreso-luteziana cui segue
una ulteriore trasgressione dell’Oligocene superiore.

La zona compresa tra Maratea, Praia a Mare, S. Nicola Arcella e
Papasidero costituisce una unità tettonica, individuata dai predetti
Autori, e denominata Unità di Praia a Mare. Tale unità tettonica rap¬
presenta una scaglia tardiva messa in posto nella fase tettonica ponto-
plio-quaternaria. Il sovrascorrimento sarebbe avvenuto sia sul paleo-
autoctono cretacico della facies a Rudiste che sui terreni triassico-liassici
della facies con selce.

Nell’unità tettonica di Praia a Mare gli Autori citati distinguono
un complesso dolomitico, basale, comprensivo dal Trias al Giurassico,
con eteropie laterali di calcari cristallini e calcari con selce ; questi
ultimi costituiscono, a loro volta, una serie comprensiva dal Trias al
Cretacico. Sui calcari con selce trasgredisce, tramite una breccia poli¬
genica, un complesso calcareo-marnoso-arenaceo terziario.

Il substrato dei sedimenti quaternari, che rappresentano l’oggetto
di questo studio, è costituito da terreni triassici, per la massima parte,
e terziari.

— 307 —

Del Trias affiorano termini norico-retici rappresentati, dal basso
verso l’alto, da: dolomie grige in strati di 20-30 cm, con rare interca¬
lazioni di marne gialle, cui seguono dolomie grigio scuro e nerastre
in strati di 40-60 cm e banchi di 100-150 cm, con alternanze di cal¬
cari dolomitici e brecce intraformazionali e con intercalazioni di marne
gialle, più frequenti nella parte bassa. Nella parte alta della successione
le dolomie grigio scuro vengono sostituite da dolomie grige e, inoltre,
sono frequenti livelli calcareo-dolomitici e di brecce intraformazionali.

Nelle dolomie grigio scuro si rinvengono: megalodontidi, W orthenia
solitaria (Ben.), Gervilleia exilis (Stopp.), gasteropodi, brachiopodi, co¬
ralli, spicole di spugne e alghe tra cui Griphoporella sp., Gyroporella
sp. e Physioporella sp.

I terreni terziari sono rappresentati da calcareniti e brecciole cal¬
caree con alternanze di marne e marne argillose variamente colorate
dal giallo, al verdognolo, al rosso. Si rinvengono: nummuliti, discoci-
cline, alveoline, operculine, nella parte bassa, e lepidocicline e miogipsine
nella parte alta ( Grandjacquet C. e M. J., 1962; Vallario A. e
DE Medici G. B., 1967).

Queste due successioni, nell’area in esame, sono messe a contatto
fra loro per mezzo di faglie dirette.

1 termini più antichi della successione triassica descritta affiorano
immediatamente a nord dell’abitato di Scalea e si seguono per tutto il
promontorio di Capo Scalea fino al Porto di S. Nicola Arcella. Di qui
fino all’altezza di Praia a Mare affiorano le dolomie grigio scuro e
nerastre in cui sono ben visibili le intercalazioni di marne gialle in
corrispondenza della stazione di Arcomagno. Gli strati sono diretti
mediamente NE-SO ed immergono verso NO con una inclinazione va¬
riabile tra 15° e 25°-35°.

A nord della foce del F. Noce, tra Cala la Secca e Marina di
Maratea, affiorano le dolomie grige con rari megalodontidi e con fre¬
quenti livelli di brecce intraformazionali che rappresentano la porzione
sommitale della successione triassica descritta. Gli strati sono diretti
mediamente N-S ed immergono verso ovest, con inclinazione di 10°-15°.

I terreni terziari affiorano nella porzione occidentale dell’Isola di
Dino ed ai margini del rilievo immediatamente a NE dell’abitato di
Praia a Mare.

— 308

3. Morfologia costiera.

3. 1. Il terrazzo di 140 metri.

Tra l’abitato di Praia a Mare e quello di Scalea compare una
superficie terrazzata da 100 a 140 metri s.Lm. (fig. 2); presso Scalea
essa è stata già messa in evidenza da Fata 0. (1956), che vi ha anzi
rinvenuto un deposito arenitico, giallo, contenente una ricca malaco-

TABELLA

Morfometria dei

terrazzi siciliani

Alt. max.

in m.

Alt. min.

in m.

Pendenza

in 0/^

Terrazzo di Scalea (1)

140

87

5,0

Terrazzo dell’Isola di Dino (2)

99

82

4,0

Terrazzo del Castello (3)

130

100

6,8

Terrazzo promontorio Capo Scalea (4)

150

90

2,7

Terrazzo S. Nicola Arcella (5)

140

120

5,0

(1) Il terrazzo di Scalea, individuato da Fata (1937).

(2) Il terrazzo dell’Isola di Dino che rappresenta la prosecuzione verso mare,
del terrazzo del Castello.

(3) Terrazzo del Castello che si estende dal Castello di Fiuzzo fino a S. Nicola
Arcella.

(4) Terrazzo del promontorio di Capo Scalea (Fata, 1937) esteso da S. Nicola
Arcella a Scalea.

(5) Terrazzo di S. Nicola Arcella, posto immediatamente a nord deU’abitato
di S. Nicola Arcella.

fauna marina. La presenza di Pecten maximus e di altri pettinidi ha
fatto attribuire il deposito al Siciliano ; la estensione del terrazzo, di
abrasione marina, è peraltro assai maggiore di quella segnalata da Fata,
specialmente verso nord. È stato possibile eseguire, sulle sezioni al
10.000 deiri. G. M., una indagine morfometrica, che ha permésso di
confrontare la pendenza della superficie di abrasione siciliana, segnalata
da Fata, con quella del terrazzo di Praia a Mare e dell’Isola di Dino,

cuzione sull’Isola di Dino. Tra l’Isola di Dino e la Torre della Scogliera di Fiuzzo è in formazione un tombolo, parzialmente
rante.

— 310 —

nonché di S. Nicola Arcella. Come si vede, i valori della pendenza,
espressi in percento, non differiscono fra loro notevolmente ; anche le
altezze sul livello del mare collimano perfettamente, se si tien conto
del fatto che la superficie terrazzata dell’Isola di Dino deve considerarsi
la prosecuzione del terrazzo del Castello, con cui essa era collegata.
Tuttora un sottile istmo disseminato di scogli, su cui va impostandosi
un tombolo sabbioso, unisce l’isola alla terraferma. È verosimile che la
demolizione del collegamento sia avvenuta durante la trasgressione tir-
reniana ; in tal modo si spiega anche la limitata estensione areale del
terrazzo Siciliano.

Secondo Fata il terrazzo si rinviene a circa 100 metri sul livello
del mare ; in effetti questo valore si riferisce soltanto al margine infe¬
riore della superficie di abrasione. Il battente del mare siciliano doveva
trovarsi intorno ai 140 metri. Tale quota rappresenta anche l’altezza mas¬
sima alla quale si rinvengono i terrazzi ; non è stato possibile tuttavia tro¬
vare tracce sicure della linea di spiaggia siciliana. Questo fatto è del resto
perfettamente comprensibile se si pensa che le dolomie triassiche, con
la loro caratteristica di rocce eminentemente gelive a causa della intensa
fratturazione, sono state sottoposte durante la glaciazione wiirmiana ad
una intensa degradazione meteorica che ha in gran parte cancellato le
tracce della battigia siciliana. Altri fenomeni di erosione, questa volta
lineare, hanno inoltre dissezionato i terrazzi, come è chiaramente visi¬
bile in località Profondiero ; una serie di considerazioni, fondate prin¬
cipalmente sui rapporti di giacitura tra le spiagge tirreniane ed i solchi
di erosione, fanno ritenere questi ultimi di età rissiana. La notevole
profondità delle incisioni e l’assetto sub-verticale dei versanti è indub¬
biamente da riconnettere a fasi tettoniche recenti che hanno portato
la linea di riva siciliana a 140 metri s.l.m., valore questo non certo
consueto per il Siciliano, disposto di solito intorno ai 60 metri di
altezza. Del resto la notevole instabilità della costa calabrese è dimo¬
strata dal fatto che a Ravagnese, come fu messo in evidenza da Gignoux
(1910), la spiaggia a strombi dell’inter Riss-Wiirm si rinviene addi¬
rittura a 100 metri di altezza.

L’assenza del Calabriano terrazzato è poi da mettere in relazione,
oltreché con l’erosione subaerea post-siciliana, anche con l’arretramento
della falesia siciliana, a discapito della morfologia preesistente.

— 311 —

3, 2. Il terrazzo di 35 metri.

Una estensione molto più limitata presenta il terrazzo di 35 metri;
esso è presente nel promontorio di Scalea, pochi metri a ¥alle della
strada ferrata, ed inoltre al chilometro 250,500 della S.S. 13. Nella
prima località sul terrazzo di 35 metri affiora un lembo ridottissimo
di puddinghe marine con matrice calcarea bianca, che molto verosimil¬
mente rappresenta il conglomerato della trasgressione tirreniana ; è da
notare che poco più a valle, nella stessa sezione di Capo Scalea, è pre¬
sente anche il terrazzo di 8 metri, con relativi depositi : viene così
ulteriormente confermata resistenza di molteplici livelli tirreniani.

L’altro terrazzo di 35 metri, che domina la piana di Mantiiiiera,
ha una estensione di poche decine di metri quadrati ; esso risulta limi¬
tato, verso il mare, da una erta falesia fossile di età versiliana, che
presenta al piede la pianura alluvionale di Mantiniera. Verso monte
poi il terrazzo sparisce sotto la coltre dei depositi detritici wùrmiani di
gelifrazione, che verranno in seguito descritti : non è improbabile che,
al di sotto dei suddetti accumuli, le forme di abrasione marina, relative
al livello dei 35 metri, abbiano una estensione ben maggiore di quella
che appare in superficie.

Il terrazzo di 35 metri risulta inoltre eroso da incisioni torrentizie.

3.3. Il terrazzo di 8 metri e le relative formazioni marine.

Le forme terrazzate più diffuse lungo la costa tra le foci del Castro-
cucco e del Lao sono quelle relative al Tirreniano di 8 metri ; quasi
sempre, inoltre, esse sono accompagnate da sedimenti marini talvolta
anche riccamente fossiliferi. Nella ricostruzione dei più recenti avve¬
nimenti geomorfogenetici il terrazzo ed i sedimenti di 8 metri hanno
funzione di livello guida.

Gli affioramenti sono in pratica estesissimi ; il livello di 8 metri è
perfettamente individuabile lungo la costa tra Fabitato di Scalea ed il
Porto di S. Nicola (fig. 3); è presente presso la Grotta del Prete e
presso la Grotta di Arcomagno, nonché lungo la S.S. 18 tutt Intorno
al promontorio sul quale sorge Fedificio del Ginnasio a Praia a Mare.
Gli affioramenti di Capo Scalea furono già individuati dal De Fiore.

I depositi del Tirreniano di 8 metri sono litologicamente definibili
come una calcarenite giallastra, scarsamente cementata, che però è so-

Fig. 3. — Promontorio di Capo Scalea. Le calcareniti del terrazzo di 8 metri, pog¬
gianti sulle dolomie grigio scuro triassiche.

Fig. 4. Grotta del Prete. Particolare della scogliera a Cladocora coespitosa.

— 313 —

stituita, a maggior distanza dal mare, da un conglomerato ad elementi
arrotondati. La formazione è di solito molto fossilifera, sono presenti:
pettinidi, ostereidi, arcidi, spondilidi, naticidi, carditi nonché lito-
tamni. Inoltre nei depositi della Grotta di Arcomagno, della Grotta del
Prete, di Fiuzzo e del Ginnasio di Praia abbondano cespi di Cladocora

Fig. 5. — Promontorio di Capo Scalea. Le calcareniti tirreniane poggianti sulle
dolomie grigio scuro triassiche ; notare l’abbondanza di fori di litodomi disposti ad
8 m sull’attuale livello del mare.

coespitosa perfettamente conservati (fig. 4), che invece mancano negli
altri affioramenti in cui i sedimenti presentano una distribuzione granu¬
lometrica di tipo arenitico. In qualche caso, infine, le tracce della
trasgressione tirreniana si riducono ad una banda di fori di organismi
litofagi che si estende fino ad 8 metri sull’attuale livello del ma-
re (fig. 5).

L’importanza della spiaggia di 8 metri come livello di compara¬
zione con i fenomeni di erosione e di deposito avvenuti tra l’ultimo
interglaciale ed oggi, è particolarmente evidente in alcune sezioni natu¬
rali, che vengono descritte qui di seguito.

La prima di queste sezioni affiora in un taglio stradale lungo la

314

S.S. 18, al chilometro 250, e precisamente sull’imbocco sud della gal¬
leria ferroviaria del Fortino, presso Praia a Mare ( fig. 6). Qui, all’al¬
tezza del thalweg di una paleoincisione affiora la spiaggia di 8 metri,
rappresentata da puddinghe marine a cemento giallo, con numerosi cespi
di Cladocora ; con la trasgressione tirreniana, marcata dal conglomerato,
si è avuta evidentemente l’apparizione di forme costiere di sommersione,
dovute alla penetrazione del mare in tutta una serie di incisioni subaeree.

Fig. 6. — Ginnasio di Praia a Mare, sulla strada statale n° 18 al km 249,7 circa.
Paleoincisione nelle dolomie triassiche colmata, prima, dal tirreniano a Clado¬
cora e, successivamente, dalle brecce a matrice rossa. Sulla superficie poggia,
inoltre, la base della conoide detritica stratificata del Wiirm 3°.

Sopra la spiaggia di 8 metri, che peraltro risulta in parte erosa, compare
una breccia a spigoli vivi, a cemento rosso, che verso il basso, a causa
di una maggiore cementazione, ha tutto l’aspetto delle « breccia morta¬
della » (Demangeot J., 1965): lateralmente, laddove l’erosione ha aspor¬
tato la puddinga sottostante a Cladocora, la breccia poggia sulla dolomia
triassica, che appare perforata dai litodomi, i cui gusci sono addirittura
conservati nei fori (fig. 7). Chiude la serie, infine, un accumulo detritico
di gelif razione, che verrà in seguito descritto ed interpretato. Come si

— 315 —

vede, la spiaggia di 8 metri permette di attribuire al pre-tirreniano (e
presumibilmente al Riss) una fase di erosione lineare che ha portato
alla formazione di tutta una serie di incisioni torrentizie in cui è suc¬
cessivamente penetrato il mare tirreniano ; inoltre, in base all’assenza
di terra rossa nella matrice delle puddinghe tirreniane, è possibile giun¬
gere alla conclusione che la messa in posto delle terre rosse è post-
tirreniana.

Fig. 7. — Particolare della figura precedente. Sono evidenti in prossimità del
contatto tra i depositi tirreniani a Cladocora e le dolomie triassiche, i fori di
litodomi.

La seconda sezione significativa è quella della Grotta del Prete
(fig. 8). In questa località ad un terrazzo di abrasione marina disposto
ad 8 metri si sovrappongono le solite puddinghe marine a Cladocora,
ricchissime di gusci di molluschi, difficilmente determinahili a causa
delle pessime condizioni di conservazione; seguono, questa volta, e per
un limitatissimo spessore, delle sabbie calcaree parzialmente cementate,
con evidente laminazione incrociata ; al di sopra infine compaiono le
brecce continentali a cemento rosso.

La terza sezione è quella che compare sul margine settentrionale
della spiaggia di Scalea ( fig. 9) ; su una estesissima superficie terrazzata

Fig. 3, — Grotta del Prete. Sul terrazzo di abrasione marina di 8 m poggiano
le puddinghe a Cladocora tirreniane, la duna grigia e gli accumuli di soliflusso
a matrice rossa.

Fig. 9. — Margine settentrionale della spiaggia di Scalea. Superficie terrazzata
fossile del livello di abrasione marina di 8 m, ricoperta dagli accumuli di soli¬
flusso wiirmiani a matrice rossa.

317 —

fossile, si sovrappongono le sabbie rosse, cui viene posto in tal modo un
limite inferiore, che è appunto rappresentato dal tirreniano di 8 metri.
Come verrà in seguito chiarito, la giacitura delle sabbie rosse di Scalea
è in perfetta armonia con le osservazioni eseguite da altri Autori in
località diverse.

È infine necessario ricordare che in qualche caso, come nel tratto
di costa tra Scalea ed il Porto di S. Nicola, le calcareniti risultano
interessate da fenomeni di abrasione marina (marmitte costiere, lapiéz
costieri), attribuibili alla trasgressione versiliana di 2 metri.

Fig. 10. — Grotta del Prete. Particolare della duna grigia poggiante sulla puddinga
tirreniana a Cladocora.

3.4. La duna costiera grigia.

Nella sezione naturale della Grotta del Prete, precedentemente
descritta compaiono, per lo spessore di qualche decimetro appena, delle
sabbie grige con laminazione incrociata (fig. 10), Si tratta dì un affiora¬
mento di estensione estremamente ridotta, ma d’altra parte molto signi¬
ficativo. Le caratteristiche litologiche (roccia arenitica unimodale) e
sedimentologicbe ( laminazione incrociata in grande scala) fanno senza

— 318 —

altro pensare ad un deposito di origine eolica, e precisamente ad una
duna costiera da ostacolo che, in conformità alla sua giacitura (le
sabbie sovrastano le puddinghe a Cladocora del Tirreniano di 8 metri),
deve essere attribuita al Wiirm. È necessario precisare che dune costiere
dello stesso tipo e della stessa età sono state segnalate nella costa del
Cilento tra S. Marco di Castellabate e Palinuro da Blanc A. C. e Segre
A. G. (1953) ed in seguito parzialmente riesaminate da Lirer L.,
Pescatore T. e Scandone P. (1967); la presenza di questo nuovo,
anche se limitatissimo affioramento, conferma che le condizioni in cui si
sono trovate le coste tirreniche italiane durante la regressione wiirmiana
sono state approssimativamente le stesse, caratterizzate cioè dalla pre¬
senza di una più o meno vasta pianura costiera, con riva sabbiosa, da
cui i venti hanno prelevato le sabbie addossandole ai primi rilievi mon¬
tuosi. Anche nel Cilento le dune grige (Blanc A. C. e Segre A. G.,
1953 ; Lirer L., Pescatore T. e Scandone P., 1967) giacciono diret¬
tamente sulla spiaggia marina di 8 metri, rappresentata da puddinghe
o da sabbie marine.

3.5. Le sabbie rosse e le brecce a matrice rossa.

Alla Grotta del Prete, al di sopra della scogliera a Clacodora, e
sopra la duna costiera grigia, giace una formazione detritica caratte¬
rizzata da clasti scarsamente o per nulla arrotondati, di natura dolomi¬
tica e calcarea, immersi in una abbondantissima matrice di colore
rossastro, di solito sabbiosa, ma qualche volta anche argillosa (fig. 11).
Anche in questo caso la giacitura parla a favore dell’età wiirmiana
dei sedimenti, che è confermata, come per la duna grigia, dalla analoga
posizione che è stata segnalata nel Cilento (a S. Marco di Castellabate
e Palinuro: Blanc A. C. e Segre A. G., 1953), dove la duna rossa, in
base alla presenza di abbondante industria mousteriana, è stata attribuita
alLepi-wurm 2°.

Nella zona da noi studiata, tuttavia, non è stato possibile rinvenire
nessun affioramento primario delle dune rosse ; le sabbie infatti risultano
costantemente mescolate a pietrame calcareo e dolomitico (talvolta co¬
stituiscono un cemento estremamente duro), dato quest’ultimo che indica
inequivocabilmente la loro giacitura secondaria. In tutti gli affioramenti
(ad esempio in quello della spiaggia di Scalea ed in quello della Grotta
del Prete) i depositi presentano tutte le caratteristiche delle forme di
accumulo da soliflusso : la matrice sabbiosa e terrosa, di colore rosso,
prevale largamente sui clasti, i quali peraltro risultano disposti senza

319

alcun ordine nella massa» Con ogni probabilità la messa in posto delle
brecce rosse è avvenuta mediante una serie di successive colate fangose
lungo i versanti dolomitici, colate che hanno di volta in volta interes¬
sati i materiali provenienti dal disfacimento crioclastico delle rocce so¬
vrastanti. È, evidente che questi meccanismi presuppongono l’esistenza
di particolari condizioni climatiche, che sono, con ogni probabilità, quelle

Fig, 11. — Particolare della sezione naturale di Grotta del Prete, In alto a destra
sono visibìli gli accumuli di soliflusso a matrice rossa, poggianti sulla duna grigia.

instauratesi alle nostre latitudini durante la terza pulsazione stadiale
del W'iirm, caratterizzata da un clima freddo ed umido. Altre considera¬
zioni fanno attribuire, con certezza, la formazione al Wiirm 3°, e cioè;
a) a Palinuro, come è stato precedentemente accennato, le dune rosse
in posto, sono state attribuite alla parte superiore del Wiirm 2°, e quindi
i depositi di soliflusso che hanno portato allo smantellamento delle dune
stesse devono ritenersi successivi, vale a dire del Wiirm 3° ; b) come
già segnalato da uno di noi in un precedente lavoro (Brancaccio L.,
1968), lungo le coste della Penisola Sorrentina, (e verosimilmente anche

320 —

lungo le coste del Cilento e della Calabria) i fenomeni di disfacimento
crioclastico cominciano ad assumere una qualche importanza geomorfo-
genetica soltanto nel Wiirm 3° : ora, nei soliflussi di Scalea e di Grotta
del Prete sono presenti i detriti di gelif razione caratteristici del Wiirm 3°,
per cui tutta la formazione deve essere attribuita all’ultima fase stadiale
della glaciazione wiirmiana ; c) in seno ai depositi rossi compare un
livello piroclastico, a chimismo trachitico, attribuito da Lirer L»,
Pescatore T. e Scandone P. (1967) al Wiirm finale.

Pur avendo determinato il momento geologico in cui si sono for¬
mate le brecce rosse, con i dati a disposizione non è possibile formulare
una ipotesi valida circa la genesi delle sabbie e delle terre rosse che
affiorano nella zona da noi studiata e nelle regioni contigue ; resta
aperto il problema se le sabbie rosse debbano intendersi come il pro¬
dotto della' rubefazione delle sabbie grige giunte sui rilievi durante
la regressione wiirmiana, ma in questo caso il colore rosso richiede¬
rebbe la presenza di un clima caldo (Alimen H., 1954), oppure rappre¬
sentino l’accumulo di materiali di provenienza lontana, secondo la
interpretazione data da Lazzari A. (1961) per accumuli dello stesso
tipo e nella medesima giacitura affioranti nella Penisola Salentina.

3. 6. Le brecce di pendio del Wurm 3°.

Nella sezione descritta precedentemente, che affiora sotto l’edificio
del Ginnasio di Praia a Mare, sui materiali di soliflusso caratterizzati
dalla presenza del cemento rosso, compaiono delle brecce di colore grigio
scuro, costituite da clasti di natura dolomitica (il colore scuro delle
dolomie triassiche, da cui essi provengono conferisce alla formazione
il colore grigio) e da una matrice, pur essa dolomitica, delle dimensioni
di una sabbia (v. fig. 6). La formazione, sempre nitidamente stratifi¬
cata, presenta, negli strati costituiti da clasti di maggiori dimensioni,
una scarsezza e talvolta una totale assenza di matrice. Gli elementi
risultano sempre a spigoli vivi. Spesso la formazione, mostra una strati¬
ficazione concordante con i versanti dolomitici.

Come si vede, la formazione ha tutte le caratteristiche di una forma
di accumulo continentale di gelifrazione, ed è assolutamente simile ad
analoghi depositi che affiorano in tutto il bacino mediterraneo, anche
a latitudini molto basse (Vaumas de E., 1964), e che sono state segna¬
late anche nella Penisola Sorrentina (Brancaccio L., 1968). Gli affiora¬
menti più belli sono quelli che si affacciano sulla pianura costiera di

— 321 —

Mantiniera, intorno al chilometro 250 della S.S. 18. In questo caso le fal¬
de detritiche stratificate sono state verosimilmente prodotte a discapito
delle dolomie costituenti il terrazzo di abrasione marina di 100 metri (Si¬
ciliano), dal cui lembo discendono, sotto forma di un ampio glacis detri-
tico, sul terrazzo di circa 35 metri, che ne risulta totalmente ricoperto
e nascosto. Con ogni probabilità la superficie del glacis stesso, che risulta
debolmente inclinata, è stata interpretata dal De Fiore (1937) come
il terrazzo « Milazziano » disposto intorno a 50 metri, terrazzo che non
abbiamo riscontrato in nessun punto della costa da noi studiata,

3.7. Il Versiliano.

Il potente accumulo detritico tardowiirmiano, che raggiunge in qual¬
che punto i 60 metri di spessore (l’abbondanza notevole del materiale
è da attribuirsi allo stato di intensa tettonizzazione delle rocce dolomi¬
tiche e quindi alla loro forte gelività), risulta solcato da profondissime
incisioni, dai versanti perfettamente verticali nonostante la scarsa con¬
sistenza litica dei materiali ; il thalweg delle incisioni è sempre raccor¬
dato con la superficie della piccola pianura alluvionale di Mantiniera.
Le suddette valli, che incidono i depositi del Wiirm 3°, sono perciò
da attribuirsi alla fase finale del cataglaciale Wiirm ; anche in questo
caso il parallelismo con gli affioramenti di brecce della Penisola Sor¬
rentina è perfetto.

Verso la pianura la conoide detritica è limitata da una parete ver¬
ticale al cui piede affiorano le dolomie di base : questa parete rappre¬
senta, con ogni probabilità, la falesia costruita dal mare durante la tra¬
sgressione versiliana.

È possibile trovare altre tracce del mare versiliano nel tratto di costa
compreso tra Capo Scalea ed il porto di S. Nicola Arcella ; non si rin¬
vengono però i depositi marini corrispondenti. Spesso invece le forme
di abrasione del mare versiliano si sono impiantate sui depositi tirre-
niani di 8 metri.

L’attuale morfologia costiera ha ereditato i caratteri della morfo¬
logia instaurata durante il Versiliano, ciò è ben evidente alla Grotta
del Prete e alla Grotta di Arcomagno, dove si rinvengono due cavità
di sprofondamento. La prima, di forma piuttosto allungata, si è inse¬
diata probabilmente lungo una linea di faglia, ed ha rappresentato
durante il Versiliano una grotta marina che, per erosione regressiva
della volta si è aperta verso l’alto. La seconda, di dimensioni ben mag¬
giori (circa 20 metri per 40), presenta al fondo l’affioramento della

SI

— 322 —

falda freatica, ed è separata dal mare da un arco naturale. La genesi
di questa cavità è del tutto simile a quella della Grotta del Prete ; in
questo caso però è possibile trarre delle conclusioni circa il momento
in cui si è aperta la cavità. Nel crollo infatti sono stati coinvolti non
soltanto le puddinghe marine del livello di 8 metri, con relativi cespi
di Cladocora, ma anche le brecce a cemento rosso sovrastanti: in questo
modo si determina con precisione l’età dei crolli, che risulta versiliana.

L’azione morfogenetica più intensa, esercitata dal mare durante la
trasgressione post-glaciale, è stata tuttavia quella che ha portato alla
costruzione delle pianure costiere, specialmente quella del Lao e quella
del Castrocucco, e, in via secondaria, del torrente Saracena e del tor¬
rente Canalgrande. La formazione delle pianure alluvionali, e d’altronde
l’assenza di coste di sommersione, è legata all’elevato trasporto solido
che hanno i corsi d’acqua della zona, sia per la pendenza degli alvei,
che per la presenza, ai piedi dei versanti dolomitici, delle falde detritiche
crioclastiche del Wùrmiano. Ne consegue che durante il sollevamento
glacio-eustatico del mare durante il Versiliano i corsi d’acqua hanno
deposto il materiale trasportato formando ampie pianure. In qualche
caso le forme di accumulo penetrano ampiamente verso l’interno, for¬
mando ampi letti ghiaiosi che colmano antichi solchi vallivi.

4. Conclusioni.

È stato possibile ricostruire, nel tratto di costa compreso tra le
foci dei fiumi Lao e Castrocucco la seguente successione :

1) Formazione di un terrazzo di abrasione marina disposto tra
100 e 140 metri sul livello del mare. Il terrazzo attribuito al Siciliano,
deve essere perciò interpretato come una forma sollevata ;

2) Formazione di un terrazzo marino disposto a circa 35 metri
sull’attuale livello marino, parzialmente eroso ;

3) Formazione di un terrazzo di abrasione marina ad 8 metri,
con depositi marini riccamente fossiliferi, in ispecie di Cladocora coespi-
tosa. Il terrazzo deve essere attribuito all’interglaciale Riss-Wiirm ; il
mare, a causa del sollevamento glacio-eustatico, ha parzialmente invaso
la morfologia valliva preesistente formando coste di sommersione (Gin¬
nasio, Praia a Mare) ;

4) Il mare regredisce a — 100 durante il Wiirm; dalle spiagge
wiirmiane venti locali trasportano le sabbie grige fino al margine dei
rilievi, formando dune da ostacolo, che sono state in seguito parzialmente

— 323 —

distrutte dall’erosione : lembo di sabbie danari a stratificazione incro¬
ciata di Grotta del Prete;

5) Successivamente, sempre nel corso del Wiirm, giungono sui
rilievi le sabbie rosse, che, nel clima umido del Wiirm 3°, subiscono un
soliflusso verso il basso, coinvolgendo materiali detritici, dolomitici, che
nel frattempo si erano accumulati sui versanti all’inizio del periodo di
intensa gelif razione del Wiirm 3° ;

6) Continua, molto intensa, la gelifrazione del Wiirm 3°, che
porta alla formazione di grandi falde detritiche stratificate, la cui super¬
ficie, debolmente inclinata, può talvolta simulare un terrazzo di abra¬
sione marina ( falde di Mantiniera) ;

7) Periodo di erosione lineare identificabile con la mitigazione
del clima, e con un livello marino ancora basso rispetto a quello attuale
( erosione catawiirmiana) ;

8) Sollevamento glacio-eustatico versiliano, con formazione di am¬
pie pianure costiere (del Lao, del Castrocucco e di altri corsi d’acqua),
in corrispondenza delle quali si rinvengono poche spiagge ciottolose
(e, nel caso dei corsi d’acqua più importanti, sabbiose). Si ha lo spro¬
fondamento di alcune grotte marine per l’azione erosiva del mare (Grotta
del Prete e Grotta di Arcomagno), ed infine la formazione di falesie
attualmente fossili, che hanno provocato la parziale distruzione delle
brecce stratificate di età wiirmiana. Dopo una leggera regressione si
stabiliscono le condizioni morfologiche attuali.

Istituto di Geologia delV Università di Napoli, novembre 1968.

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Studio ecologico e faunistico
del lago di Correa„ (Vairano-Scalo^ Caserta)

Nota dei socio P» BATTAGLINI, della Dott. G. PERCUOCO
e del socio A. PIER ANTONI

(Tornata del 28 giugno 1968)

Riassunto. — Gli A A. riferiscono sulle condizioni biologiche ed ecologico-fauni-
stiche del Lago di « La Correa », corpo d’acqua quasi circolare con diametro di circa
150 m., di cui sono stati esaminati 2 biotopi litorali, posti a NE e SO, che per
l’esposizione e per i caratteri geomorfologici presentano condizioni ambientali appa¬
rentemente differenti.

Le proprietà chimico-fisiche dell’acqua, nonché la composizione e struttura
della comunità e la sua distribuzione temporale e spaziale sono state studiate in
rapporto a due prelievi effettuati il 17-5-1967 e 5-2-1968. (Un primo prelievo a ca¬
rattere esplorativo era stato effettuato il 17-12-1966).

I dati chimico-fisici indicano che il lago in esame ha acque di apporto esclusi¬
vamente meteorico e freatico, con proprietà legate ai caratteri mineralogici del sub¬
strato ed all’azione degli organismi viventi ; non esistono, inoltre, variazioni di rilievo
nella composizione chimico-fisica dell’acqua dei due biotopi studiati.

La struttura della comunità animale dell’intero laghetto è caratterizzata dalla
dominanza di una sola specie di Artropodi, mentre non esiste una specie preponde¬
rante fra i rimanenti invertebrati.

In stretto rapporto ai due biotopi, si può identificare la presenza di due sub-co¬
munità con preponderanza di un solo « Taxon » nella zona di NE e composizione
più omogenea della fauna nell’altro biotopo.

Nei riguardi della classificazione del lago di « La Correa » gli A A. si sono basati
sui dati chimico-fisici, sulla struttura della comunità e sull’esame delle specie animali
trovate. Le proprietà chimico-fisiche indurrebbero a dare una interpretazione eutro¬
fica al lago, mentre l’analisi quantitativa della comunità indirizzerebbe verso un
carattere oligotrofico del corpo d’acqua ; d’altro canto l’esame delle specie sarebbe
per la doppia interpretazione, con una maggiore possibilità, però, verso l’eutrofia.

Da tutti questi dati gli A A. concludono che il Lago di « La Correa » può essere
classificato come un lago oligotrofico tendente all’eutrofizzazione.

— 328 —

Summary. — In this article an account is given of thè biological and ecological
conditions in thè « La Correa » pond. This has a near eircular shape, 150 mt. in
diametr. Two littoral biotopes bave been examined, respectively along thè NE and SW
side, which for their geomorphologic characters offered presumably different environ-
mental conditions.

The physico-chemical properties of thè water and thè composition and structure
of thè community as well as its distribution in space and time bave been studied and
compared with similar samples taken on May 1967 and February 5^^, 1968.

(A first probe sampling had been collected on Decomber 17^^, 1966).

Our physico-chemical data indicate that thè source of thè water is exclusively
meteoric and freatic and that their properties depend on mineralogical characters of
substratum and on thè action of living organisms ; we did not find any remarkable
diversity in thè physico-chemical composition of thè water between thè two biotopes
considered.

The structure of thè community of thè whole pond is characterized by thè domi-
nance of one Artropodial species, there being no species preponderance among thè rest
of thè invertebrates. In each of thè biotopes examined we identified a peculiar sub-
-community : in thè NE zone a predominance of one taxon, in SW zone a more
homogeneous composition of thè fauna.

The classification of thè « La Correa » pond has been based by us on thè physico-
chemical data, on thè structure of thè community and on thè animai species found.
The physico-chemical propierties would point to thè eutrophic classification of thè
pond, whereas thè quantitative analysis of thè community would suggest an oligotro-
phic character. On thè other side thè analysis of thè species favours both interpreta-
tions, but with a somewhat higher probability in thè direction of eutrophy.

From thè whole of thè data thè Authors reach thè conclusion that « La Correa »
pond may be classified as an oligotrophic lake evolving to thè eutrophic state.

Introduzione.

Il lago delle Corrée o, come si dice localmente, La Correa, fa parte
di una delle regioni vulcaniche più interessanti d’Italia, ma è molto
poco conosciuta ; infatti il gruppo del Roccamonfina, al quale esso
appartiene, fu per molto tempo considerato l’unico vulcano estinto italiano
a non avere un lago. Tale opinione si può giustificare dalla posizione del
tutto particolare del lago, sito al fondo di una « fossa » non rilevabile
all’esterno da alcuna diversità sia di vegetazione che di struttura
geologica.

La Correa è sita nei pressi di Vairano-scalo a circa 100 metri dalla
Casilina all’altezza del bivio per Marzano Appio, e, sulla carta topografica,
appare quasi uno stagno al lato della strada.

Invece essa è un esempio dei più tipici di « cratere a pozzo » con il
fondo occupato da un laghetto (Scherillo e coll., 1965). Secondo il

— 329 —

suddetto Autore, in opposizione a Scacchi (1885), che la considerava
come effetto di uno sprofondamento, la Correa rappresenta un cratere di
esplosione facente parte insieme a molte forme crateriche, allineate paral¬
lelamente al Monte Massico, di un apparato esplosivo disposto lungo una
unica frattura.

Il « pozzo )) di forma quasi circolare ha dimensioni piuttosto note¬
voli, anche se non eccezionali: il diametro medio è di circa 200 m. e il
dislivello tra il ciglio e la superficie del lago, che ne occupa il fondo,
è di circa 35 m.

Questo laghetto di forma quasi circolare, con diametro medio di
circa 150 m., presenta lungo la riva del settore N molti pioppi che per
buona parte si sono piegati sull’acqua facendo notare un abbassamento
di tutto il fondo del cratere (fenomeno che avvalorerebbe l’ipotesi della
origine da sprofondamento).

Le pareti di La Correa sono ricoperte da una vegetazione ricca e
varia costituita prevalentemente da alberi d’alto fusto come Querele,
Castagni, Noccioli e da un fitto sottobosco umido e ombroso nel quale
vegetano rigogliosamente felci, edere e muschi. Questa boscaglia, in
alcune parti molto fitta, scompare di colpo sul ciglio per dare posto a

terreno agrario coltivato ad alberi da frutta e a colture orticole irrigate

da un sistema di canali riempiti d’acqua prelevata, con pompe elettriche,
dal lago al quale il surplus torna mediante rivoletti scavati lungo le
pendici meno rocciose e più friabili della conca stessa.

Le acque di questo laghetto sono di origine freatica e meteorica per

cui piuttosto isolate come ambiente biologico da qualsiasi contatto con
habitat similari.

Tale aspetto particolare ci ha invogliati a studiare le eventuali
associazioni animali ivi presenti ed alberganti, nel tentativo di analizzare
l’intera comunità limnicola.

Caratteristiche della zona di prelievo e biotopi.

In questa nota ci siamo proposti di studiare le comunità animali
viventi nella zona pedonica litorale del laghetto, utilizzando due zone
campioni con aspetti ambientali antitetici.

La distribuzione quantitativa della vegetazione non è uniforme
lungo tutte le pareti della conca ; più scarsa lungo il settore di SO, ove
le pareti sono ripidissime e lasciano scorgere il substrato roccioso nudo
o ricoperto solo da un basso strato di muschio e vegetazione erbosa ;

— 330 —

mentre essa è più fitta, con tipico aspetto di bosco con abbondante
sottobosco che si spinge fino alla riva del lago, nel settore di NE, ove
le pareti sono meno ripide.

È presumibile pensare, perciò, che le differenze riscontrate sia nella
vegetazione che nella conformazione della conca, relativamente ai settori
suddetti, si riflettano anche nelle corrispondenti aree del lago e delle
rive. Da ciò ci è parso più consono utilizzare come zone campioni per

10 studio della fauna le due aree del laghetto corrispondenti ai suoi due
opposti aspetti, ossia la porzione di NE e la porzione di SO.

La prima zona, quella di NE, esposta a Sud, è situata in corri¬
spondenza della parte più declive della conca, dove maggiore è il
fenomeno di sprofondamento subito dalla fossa. Una riva vera e propria
manca, poiché i pioppi giungono fin nel lago e in massima parte sono
inclinati, anzi molti addirittura sommersi e frammisti ad una vegeta¬
zione acquatica emergente e sommersa ricca di Potamogeton e un po’
meno di canne palustri (Arundo).

La seconda zona, da noi utilizzata per il campionamento, è posta
diametralmente alla prima, esposta a Nord in corrispondenza della parete
di SO ripida e rocciosa. La riva in questa porzione è ridotta ad una
sottilissima lingua di ghiaia formata dai detriti della roccia sovrastante ;
la vegetazione acquatica, quasi completamente sommersa, è molto più
scarsa e composta quasi esclusivamente di canne.

Le canne e la vegetazione sommersa si spingono da tutte le rive
fino a lasciare al centro un cerchio piuttosto limitato di acqua limpida
specialmente nei periodi estivi.

Procedimenti e metodi.

I prelievi della fauna pedonica litorale del laghetto e dell’acqua
per la caratterizzazione deH’ambienti sono stati effettuati, nella zona di
NE, da noi indicata « A », e nella zona di SO, da noi indicata a B »,

11 7-12-1966, 17-5-1967 e 5-2-1968.

II prelievo del 7-12-1966 ha avuto solo un carattere qualitativo in
quanto desideravamo assodare quali gruppi animali fossero presenti lungo
le zone suddette e quali aspetti chimico-fisici presentasse l’acqua, per le
eventuali metodiche di cattura e prelievo da utilizzare.

I prelievi da cui sono stati ricavati le proprietà chimico-fisiche
dell’acqua e le caratteristiche della comunità limnicola dello habitat da
noi studiato sono, come si è detto, quelli del 17 maggio e del 5 febbraio.

— 331 —

Come si sa, e del resto convalidato dai caratteri ambientali riportati
nella tabella I, il primo prelievo è da considerarsi di primavera inoltrata,
mentre il secondo è tipicamente invernale. Quindi i campionamenti
effettuati in tali date ci hanno permesso di individualizzare e caratteriz¬
zare le due condizioni tipiche delFhabitat e della comunità limnicola
di (( La Correa ».

La raccolta di campioni di fauna è stata effettuata con un normale
retino secondo un metodo già da noi adottato ( Battaglini e Percuoco, ’
1967). Ciascuna raccolta di complessivi 250 mi. di acqua fu posta indi¬
vidualmente in boccacci di polietilene con un’etichetta e fu aggiunto
il 5;% di formalina.

La cernita fu effettuata in seguito in laboratorio e gli animali
trovati furono contati ed identificati tramite microscopio binoculare.

I campioni d’acqua per l’analisi chimico-fisiche sono stati prelevati
nelle adiacenze del campionamento faunistico. L’acqua è stata raccolta
tramite bottiglie scure di polietilene che venivano riempite a circa 15 cni.
al di sotto del pelo dell’acqua. La temperatura è stata rilevata, per
l’aria e per l’acqua con un termometro a mercurio, con precisione
di + 0,5°C., per le misure termiche deH’acqua è stato utilizzato un
termometro ad immersione con pozzetto. Il pH è stato misurato con il
metodo elettrometrico per mezzo di piaccometro con elettrodo a calo¬
melano.

L’alcalinità è stata espressa in p.p.m. di CaCOa titolando con
H2SO4 N/10 previa aggiunta di metilarancio come indicatore.

La durezza è stata eseguita usando il metodo titrimetrico EDTA ed
espressa in p.p.m.

L’Oa disciolto è stato espresso sia in p.p.m. che in percentuale di
ossigeno saturato. Per FOD in p.p.m. è stato usato il metodo Winkler
tamponando i campioni appena prelevati con cloruro di manganese e
ioduro di potassio in soluzione alcalina.

II BOD è stato calcolato dopo 5 giorni tenendo il campione a
circa 20°C. ed esprimendo i risultati in p.p.m.

L’analisi delle sostanze organiche è stata eseguita adoperando il
metodo Kubel ed esprimendo i risultati in p.p.m.

Il residuo secco a 110° e a 180°C. è stato misurato adoperando
il metodo classico per evaporazione e successiva pesata.

Gli ioni ed i cationi sono stati ricercati colorimetricamente ad
eccezione del GL per il quale è stato adoperato il metodo Mohr e
FS04““ che è stato ricercato col metodo classico della sua precipitazione
come solfato di bario. I risultati sono stati sempre espressi in p.p.m.

332 —

Osservazioni sulle proprietà chimico-fisiche delle zone cam¬
pioni.

Premettiamo che i risultati chimico-fisici della Tabella I sono le
medie di due prelievi rispettivamente per la zona A e per la zona B e
che tali medie sono state fatte, perchè i dati analitici dei singoli prelievi
erano pressocchè simili.

TABELLA I

DATI CHIMICO- FISICI (Valori medi)

A

B

pH

7,45

7.63

Alcalinità

30

50

Durezza

40

40

o

Residuo secco a 110 C.

66

64

o

Residuo secco a 180 C.

66

68

OD

5,41

5,36

OD (% sat.)

57,61

57,08

BOD

3, 99

4,04

Sostanza organica

3,8E

2,73

Silice

10

14

NO“

-

-

NO ”

_

_

cr

8,75

7, 50

so;-

1,99

2, 01

po;—

NH 4

_

Fe

Tutti i dati sono espressi in p.p.m, eccetto il pH.

Dalla Tabella I si può vedere che gli ioni ammonio (NH4'^), nitrosi
(NOa”) e nitrici (NOa”) sono completamente assenti sia per la zona A
che per la B, mentre la quantità di sostanze organiche (3,88 e 2,73

— 333 —

p.p.m.) è leggermente superiore al limite consentito per acque pulite,
che è di 2,50 p.p.m.. Questo sta a significare che sono presenti soltanto
sostanze vegetali in marcescenza.

Il tasso deirOD in p.p.m., delFOD in 0-2i% saturato ed il valore
del BOD sono quelli di un’acqua abbastanza buona (vedi Key (1956)
e « Royal Commission on Sewage Disposai » (1912)) ed inoltre i loro
dati medi sono pressocchè uguali sia per la zona A che per quella B.

Le durezze delle due zone sono molto basse e le medie, come
appare evidente nella Tabella I, sono risultate essere quelle di un’acqua
quasi meteorica,

L’alcalinità per la zona A è risultata essere inferiore a quella della
zona B. Ciò dipende dal fatto che nel complesso dei carbonati alcalino-
terrosi abbiamo per la zona B una maggior quantità di sali di Mg mentre
per la zona A abbiamo quasi esclusivamente sali di Ca. Questo spiega
perchè Falcalinità in B è maggiore che in A ; e del resto nella zona B
il pH è leggermente aumentato così come è aumentato il residuo secco
a 180^ C. Però per quest’ultimo influisce molto l’aumento della silice
e dei solfati.

Composizione faunistica.

Come abbiamo detto i prelievi effettuati sono stati 3 di cui due
soli quantitativi, poiché il primo, effettuato il 7-12--1966, ha avuto solo
un carattere qualitativo nel senso di individualizzare i taxa più frequenti
e dominanti. Infatti in quest’ultimo prelievo avevamo notato la prepon¬
deranza di individui appartenenti ai taxa dei Rotiferi, dei Copepodi, dei
Cladoceri e dei Ditteri, ciò era un’indicazione molto significativa, in
quanto la grande abbondanza di Gambusia poteva far pensare ad una
scarsità di fauna.

Il complesso faunistico è illustrato nella Tabella II ove sono enu¬
merate le specie trovate, la loro distribuzione temporale e spaziale ed
inoltre i relativi valori dell’abbondanza.

Struttura della comunità.

L’analisi di una comunità animale albergante in un corpo d’acqua
ristretto ed in buona parte isolato dai contributi faunistici di provenienza
limitrofa, fatta eccezione per l’influenza della fauna interstiziale, come
è il caso del laghetto di « La Correa », è in un certo senso difficoltosa.

Tale difficoltà non consiste nella grande varietà faunistica, ma

— 334 —

nelle eventuali complicazioni della comunità complessiva che possono
anche portare all’insorgere di sub-comunità, ove tale termine viene
usato nell’accezione di gruppi popolazionistici con interrelazioni inter¬
specifiche peculiari fino a vere e proprie interrelazioni ecologiche.

TABELLA IL

Elenco generale della Fauna, sua distribuzione temporale, spaziale e valori deU’abbon-
danza per ogni singola specie.

FAUNA

Numero
compless .
individui

17/5/67

5/

2/68

A

B

A

B

IDROIDI

Hydra vulgaris

6

6

ROTIFERI

Rotaria neptunia

2

2

Monostyla sp.

1

1

Testudinella patina

1

1

NEMATODI

Dorylaimus stagnalis

9

3

4

2

GASTEROPODI

Ancylus lacustris

11

3

8

OLIGOCHETI

Aelosoma hemprichi

18

17

1

Tubifex tubifex

2

1

1

TARDIGRADI

Macrobiotus mac ror rhincus

2

2

ACARI

Hygrobates sp.

4

4

CLADOCERI

Bosmina longirostris

2

2

Simocephalus expinosus

9

6

2

1

OSTRACODI

Cypridopsis sp.

2

2

COPEPODI

Cyclops serrulatus

434

148

221

25

40

Diaptomus vulgaris

7

7

EFEMEROTTERI

Baetis sp.

2

1

1

ODONATI

Agrion hastulatum

6

6

Agrion coerulescens

1

I

Platycnemis pennis

1

1

COLEOTTERI

Peltodytes sp.

1

1

DITTERI

Syndiamesa sp.

59

2

47

10

Smittia (Camptocladius) sp.

1

1

Chironomus tentans

4

4

Da tali premesse ne viene subito che lo studio della comunità
animale presente nel laghetto di « La Correa » e delle eventuali intera¬
zioni con l’ambiente si può svolgere esaminando la comunità nella

— 335 —

sua interezza. D^altra parte, anche esaminando le comunità, che proba¬
bilmente sono sub-comunità, presenti nella zona A e B, sia nel complesso
dei campionamenti che per ogni singolo prelievo ed infine studiando
quelle specie o quei taxa che sono presenti in entrambe le zone, si potrà
avere un’idea piuttosto approfondita della reale comunità dulcacquicola
limnetica di « La Correa ».

La struttura della comunità nel suo complesso, quella relativa alle
zone A e B e quella corrispondente ai prelievi è riportata nella
Tabella IIL

TABELLA IIL

Struttura della comunità.

17/5/67

5/2/68

TOTALI

A

B

T

A

B

T

A

B

T

Numero di individui

160

315

475

39

71

110

199

386

585

Numero di specie

5

10

11

8

13

18

11

18

23

Numero dei taxa

5

10

11

7

7

10

10

il

14

Nurri. individui / num. specie

32

31,5

43^8

4, 87

5,46

6,11

18, 09

21,44

25,43

Come si può notare, si avverte anche nella comunità animale di
(( La Correa » il fenomeno caratteristico del rapporto tra numero di
individui e ' numero di specie, nel senso che Faumento di individui è
inverso alFaumento di specie, nelFambito di ciascuna zona. Infatti se si
opera un rapporto tra numero di individui e numero di specie, si ottiene
che per la zona A nel I prelievo il rapporto è uguale a 32, mentre
scende a 4,8 nel II prelievo; corrispondentemente per la zona B i rap¬
porti sono 31,5 e 5,9. Quindi la diminuzione quantitativa della comunità
nel passare dal periodo estivo al periodo invernale è contrapposta ad
un aumento qualitativo con probabile maggiore selezione.

L’insieme dei 585 individui da noi raccolti durante i 2 prelievi
è rappresentativo di 7 phyla ( Cnidari, Rotiferi, Nematodi, Molluschi,
Anellidi, Tardigradi, Artropodi), i quali non sono uniformemente rap¬
presentati; infatti 533 individui, pari al 91, F%, appartengono al phylum

336 —

degli Artropodi, contro 52 esemplari, pari air8,9'%, da ascrivere ai Non-
-Artropodi (1).

Le specie raccolte ed identificate durante i prelievi e nelle due
zone sono 23, delle quali 14 sono di Artropodi, mentre 9 di Non-Artopodi.

Gli Artropodi a loro volta sono cosi rappresentati : gli Aracnidi con
1 sola specie di Acari, i Crostacei con 5 specie e gli Insetti con 8.

Dal punto di vista numerico i Crostacei sono presenti con 454 unità
pari air85,2% di tutti gli Artropodi, gli Insetti con 75 esemplari pari
al 14,1% degli Artropodi ed infine gli Acari con 4 individui rappre¬
sentanti solo lo 0,7% della fauna artropodiale.

I Non-Artropodi sono costituiti da 3 specie di Rotiferi, 2 specie
di Oligocheti ed 1 specie, rispettivamente, per gli Idroidi, Nematodi,
Gasteropodi e Tardigradi.

Numericamente i 52 individui formanti i Non-Artropodi sono così
distribuiti :

6 esemplari di Idroidi pari airil,5% di Non-Artropodi, i Rotiferi
con 4 esemplari (7,7%), i Nematodi con 9 unità (17,3%), 11 Gastero¬
podi (21,1%), 20 Oligocheti appartenenti a 2 specie con il 38,5% ed
infine 2 Tardigradi rappresentanti il 3,8% dei Non-Artropodi.

Nel complesso la composizione della comunità nei riguardi degli
Artropodi e del gruppo dei Non-Artropodi, sia dal punto di vista della
abbondanza che di quello della dominanza, è descritto dalla Tabella IV

TABELLA IV.

Valori àeW abbondanza e della dominanza degli Artropodi e degli altri invertebrati

nella comunità.

i7/S/b7

5/2/68

TOTALI

A

B

T

A

B

T

A

B

T

Artropodi

157

281

438

32

63

95

189

344

533

pari al

% degli animali

98, 1

89. 2

92,2

82, 1

88, 7

86,4

94,9

89, 1

91,1

Non Artropodi

3

34

37

7

8

15

10

42

52

pari al

% degli animali

1,9

10, 8

7, 8

17, 9

11,3

13,6

5, 1

10, 9

8,9

(1) Utilizziamo la dizione Non-Artropodi, non in senso sistematico, ma con valore
di raggruppamento faunistico.

337

TABELLA V.

Valori della dominanza nei due prelievi e nel totale.

PRELIEVI

FAUNA

17/5/67

5/2/68

TOTALI

A

B

T

A

B

T

A

B

T

IDROIDI

Hydra vulgaris

1, 90

1 , 26

1,55

1, 02

ROTIFERI

Rotaria neptunia

2, 82

1 . 80

0, 52

0, 34

Monostyla sp.

1 , 41

0, 90

0,26

0, 17

Testudinella patina

1,41

0, 90

0, 26

0. 17

NEMATODI

Dorylaimus stagnalis

0,95

0, 63

10, 26

2, 82

5,40

2,01

1,29

1. 54

GASTEROPODI

Ancylus lacustris

1. 87

2, 54

2, 32

1, 51

2,07

1,88

OLIGOCHETI

Aelosoma hemprichi

5,40

3, 58

1,41

0, 90

4, 66

3,07

Tubifex tubifex

2, 56

1.41

1, 80

0, 50

0,26

0. 34

TARDIGRADI

Macrobiotus macrorrhincus

5, 13

1, 80

1,00

0, 34

ACARI

Hygrobates sp.

1, 27

0, 84

1, 04

0,68

CLADOCERI

Bosmina longirostris

2, 82

1,81

0, 52

0.-34

Simocephalus expinosus

3. 75

0. 63

1, 68

1,41

0,90

3, 01

I, 78

1,54

OSTRACODI

Cypridopsis sp.

2, 82

1, 80

), 52

0, 34

COPEPODI

Cyclops serrulatus

92, 50

70, 16

77, 68

64, 10

56, 34

58, 56

86, 93

67, 61

74. 06

Diaptomus vulgaris

9, 86

6, 31

1, 81

1.19

EFEMEROTTERl

Baetis sp.

0,62

0,21

2, 56

0, 90

1, 00

0, 34

ODONATl

Agrion hastulatum

1, 90

1,26

1,55

1. 02

Agrion coerulescens

2, 56

0, 90

0. 50

0, 17

Platycnemis permis

2. 56

0, 90

0, 50

0, 17

COLEOTTERI

Peltodytes sp.

0, 32

0,21

0, 26

0, 17

DITTERI

Syndiamesa sp.

1,25

14, 92

10, 31

14, 08

9. 01

1,00

14. 77

10, 07

Smittia (Camptocladius) sp.

1,41

0, 90

0, 26

0, 17

Chironomus tentans

10, 26

3, 60

2, 01

0, 68

ove sono riportati sia i valori totali delle due zone, che i loro valori
prelievo per prelievo.

Per completare le analisi della struttura della comunità animale

22

— 338 —

TABELLA VL

Composizione percentuale dei Taxa (a) e numero di specie in ogni Taxon (b).

del laghetto di « La Correa », abbiamo esaminato i valori della domi¬
nanza di tutte le specie da noi ivi catturate.

L’esame della tabella V, dove sono riportati i valori della domi¬
nanza che ogni singola specie ha in ogni zona, in ogni prelievo e nel
complesso, ha fatto notare la presenza di due sub-comunità, una per la

— 339 —

zona B ed una per la zona A, e la diversa struttura delle comunità
animali nel periodo primaverile ed in quello invernale.

Tali caratteri verranno meglio esaminati successivamente.

Analisi qualitativa e quantitativa della comunità.

Come è stato già detto in un nostro precedente lavoro (P. Batta=
CLINI, A. PiERANTONi, G. Percuoco, 1967), Pesame di una comunità
a livello della dominanza di specie, in particolare quando si esaminano
piccoli ambienti, è piuttosto difficoltosa e poco attendibile. Infatti il
piccolo numero di esemplari per ogni specie e la presenza di Zoocenosi
non molto abbondanti non permette una comoda visione della comunità ;
per cui si sono esaminati quei complessi faunistici, che si indicano con
il nome di « taxa », per poter ottenere una migliore visione delPin-
sieme dei dati.

Nella Tabella VI sono esposti, alla luce di quanto detto prima,
la dominanza e le specie relative ad ogni taxon.

Orbene se si esamina la Tabella VI e la Tabella III si può notare
che, in ogni prelievo di ogni singola zona, mentre il numero di specie
è maggiore quando il numero di individui è minore, il numero di taxa
invece non segue lo stesso andamento. Infatti, mentre in entrambi i
prelievi il numero di taxa aumenta con Paumentare del numero di
specie, che è sempre maggiore nella zona B rispetto alla zona A, i
valori totali non rispecchiano tale andamento. Ciò fa pensare ad un
alternarsi di specie e di taxa nei prelievi e nelle zone.

Per poterci spiegare questo fenomeno abbiamo fatto una serie di
spettri di dominanza dei taxa nelle zone e nei prelievi, come è riportato
dalle figg. I, 2,3, 4.

I grafici su esposti fanno notare due aspetti peculiari della comu-
nità animale da noi esaminata nel laghetto di « La Correa ».

Un primo aspetto è quello della diversità di composizione fauni¬
stica nel periodo estivo ed in quello invernale, nel senso che da una
parte esiste un maggior numero di taxa durante il periodo estivo, mag¬
giore però in senso relativo (II contro IO), da un’altra una maggiore
preponderanza dei Copepodi durante il periodo estivo. D’altra parte
esaminando attentamente le corrispondenti zoocenosi, si nota che non
si ha corrispondenza di taxa, e che anche quelli presenti in entrambi
i prelievi sono sempre, ad eccezione dei Copepodi, più abbondanti du¬
rante il periodo invernale. Inoltre nel campionamento invernale notiamo
che la comunità è caratterizzata da gruppi faunistici a maggiore possi-

340

IDROIDI

■

OLlGOGHETI

GLADOGERl

□

GOLEOTTERI

■

ROTIFERI

m

TARDIGRADI

AGARI

DITTERl

imi

NEMATODl

s

OSTRAGODI

H

EPEMEROTTERl

'2^::

GASTEROPODI

M

GOPEPODl

M

ODONAT!

Fig= 1. — Composizione percentuale della Zoocenosi delFintero laghetto. 1
17/5/67; 2 = prelievo- 5/2/68.

prelievo :

Figo 2, — Composizione percentuale della Zoocenosi della zona A. 1 = prelievo:

17/5/67; 2 = prelievo 5/2/68.

N, B. Per la leggenda v. fig. 1.

— 341 —

Fig. 3. — Composizione percentuale della Zoocenosi della zona B. 1 = prelievo;

17/5/67; 2 = prelievo 5/2/68.

N. B. Per la leggenda v. fig. 1.

Fig. 4. — Composizione percentuale delle
e B (2).

N. B. Per la leggenda v. fig. 1.

Zoocenosi complessive delle zone

A

(1)

— 342 —

bilità di resistenza ed ancora i gruppi più bassi della scala zoologica
sono scomparsi ( Idroidi, Nematodi) con la presenza invece del gruppo
dei Rotiferi.

L’altro carattere che risalta subito all’esame comparato delle figg. 1,
2, 3,4 è quello riguardante la maggiore uniformità della distribuzione
della fauna nella comunità B in confronto a quella di A ; fenomeno
che risalta subito se si confrontano le percentuali dei Copepodi e dei
Ditteri.

Già questo dato ci porta ad avanzare l’ipotesi della presenza di
due sub-comunità nel laghetto di a La Correa », sub-comunità manife-
stantesi non solo per questa differenza degli spettri della dominanza,
ma anche dalla presenza di differenti taxa nelle due zone. Ricordiamo
l’ampiezza piuttosto ridotta dell’intero bacino e, come abbiamo fatto
già notare, la quasi uniformità di composizione chimico-fisica dell’acqua
prelevata nelle due zone.

Ad avvalorare questa ipotesi è l’esame dello spettro della domi¬
nanza di A, prelievo 17/5, e B, prelievo 17/5 (figg. 2/1 e 3/2).

Come si vede nella zona A i Copepodi raggiungono il 92,5%, con¬
tro il 70,2% di B, ma ancora, mentre in A abbiamo solo 5 taxa, per
la zona B si hanno 10 taxa. Inoltre mentre la zona A come taxon esclu¬
sivo ha quello degli Efemerotteri, nella zona B sono presenti come taxa
propri gli Idroidi, Nematodi, Acari, Odonati e Coleotteri. In più, quei
taxa, presenti in entrambe le zone, hanno sempre una maggiore domi¬
nanza in B. 1 Copepodi sono nel rapporto inverso, proprio per questa
maggiore diversità e contemporanea omogeneità della comunità di B.

Anche l’effetto stagionale è diverso nelle due sub-comunità. La
zona A è caratterizzata da una comunità animale estiva povera di specie
con sovrabbondanza (92,5%) di Copepodi, contro una comunità inver¬
nale con meno individui, ma più taxa e nello stesso tempo più abbon¬
danti. Nella zona B la distribuzione dei vari taxa è più costante nei
due prelievi, ovvero non esiste quella preponderante dominanza dei
Copepodi, ma la comunità è più equilibrata anche se con numero di
individui diverso nelle due stagioni.

L’esame comparato delle zone e di ogni singola zona nei due pre¬
lievi atitetici è ulteriormente delucidato dai risultati ottenuti osservando
la distribuzione delle varie specie di Artropodi e non Artropodi.

In particolare sono interessanti le frequenze delle specie più comuni.

Per gli Artropodi le specie più comuni sono Cyclops^ Syndiamesa,
Simocephalus e Chironomus^ con maggiore frequenza dei primi due ri¬
spetto ai secondi due (v. tab. VII).

— 343 —

TABELLA VII.

Frequenza delle specie più comuni di Artropodi.

17/5/67

5/2/68

TOTALI

A

B

T

A

B

T

A

B

T

Cyclops

94.27

78, 65

84. 25

78, 12

63.49

68,42

91, 53

75,67

81,47

Syndiamesa

-

16, 72

11, 19

15.87

10, 53

-

16,57

11, 07

Slmoc ephalus

3, 82

-

-

~

-

-

3, 17

-

-

Chironomus

12. 50

Innanzi tutto, sia nei dati complessivi che in quelli parziali per zona
e per prelievo, la maggiore dominanza è caratteristica di Cyclops con per¬
centuali che vanno da un minimo del 63,5% ad un massimo di 94% ; il
secondo posto è occupato da Syndianiesa con valori compresi tra 10,5%
e 16,7%. Questo secondo posto viene occupato con valori del 3,5% in
media da Simocephalus quando manca Syndianiesa^ ed infine in un solo
caso da Chironomus con 12,5%.

Il dato interessante è che il secondo posto nella dominanza, nel-
Fambito degli Artropodi, occupato da Simocephalus è concomitante ad i
massimi valori di Cyclops (91,5 e 94,3%).

NelFambito dei Non- Artropodi non esiste una relazione così chiara
tra le varie specie come per gli Artropodi. Nel senso che non esiste una
specie che rappresenti nella dominanza sempre la parte predominante.

Le specie con maggiori valori di dominanza sono Aelosoma, Dorylai-
mus, Ancylus^ Macrobiotiis e Rotarla^ con predominanza dei primi due
su questi ultimi (v. tab. VIII).

Che non esista una predominanza netta è rilevato dal fatto che
Aelosoma che si presenta 4 volte su 9 al primo posto non ha valori di
dominanza mai superiori al 50%. Dorylaimus è per 5 volte su 9 primo,
Ancylus 1 sola volta e Rotaria 1 volta a parità con Dorylaimus. Infine
Macrobiotus non occupa mai il primo posto.

Il secondo posto è occupato per 1 volta da Aelosoma e da Macro¬
biotus e per 5 volte da Ancylus. L’unico rapporto tra queste specie è
quello che presentano Aelosoma e Ancylus nel senso che quando il
primo occupa il primo posto, il secondo è sempre occupato da Ancylus.

— 344 —

TABELLA Vili.

Frequenza delle specie più comuni di « Non- Artropodi ».

Per le altre specie, ad eccezione di Dorylaimus che o è primo o è
assente del tutto, non si possono trarre altre osservazioni.

Discussioni e conclusione.

Le osservazioni compiute sul lago di « La Correa » ci hanno con¬
sentito di delineare un quadro del suo aspetto ecologico e della comunità
animale ivi albergante.

Va innanzi tutto tenuto presente che questo laghetto è un lago
chiuso, posto in una « fossa » di origine vulcanica, ed il cui livello super¬
ficiale delle acque è al limite delia falda freatica.

Inoltre l’assenza di immissari ed emissari fa sì che l’acqua ivi raccolta
sia solo di origine meteorica e freatica, per cui le caratteristiche chimico-
-fisiche di esso sono legate alle proprietà mineralogiche del substrato ed
all’azione degli organismi animali e vegetali viventi nel laghetto. Anche
l’ossigenazione dell’acqua non viene agevolata dalla miscibilità con r02
atmosferico, poiché come si è detto, il livello superiore del lago è a circa
35 m. dal ciglio della fossa, a sua volta con diametro di circa
200 m. al ciglio, per cui durante giornate di forte vento non si avverte
mai un increspamento del lago anche nella porzione centrale.

Anche tutti gli elettroliti sono sempre originati in loco e mai di
origine alloctona.

Da ciò si può dedurre che le proprietà chimico-fisiche dell’acqua
del laghetto in esame sono sue proprietà peculiari, poiché non ha subito

— 345 —

ed ancora non subisce effetti di inquinamento estraneo. Del resto anche
i dati del pH, vicini alla neutralità, convalidano tali caratteristiche.

Questo aspetto delle proprietà chimiche non influenzate dall’esterno
si ritrova anche nel carattere della comunità animale vivente nel lago.
Solamente è presumibile in questo caso che qualche apporto sia venuto
dalla fauna interstiziale freaobia.

Con queste premesse il nostro studio si è basato sull’esame di due
biotopi particolari del laghetto, in quanto era da supporre che la limitata
ampiezza del bacino permettesse l’esistenza di una unica comunità in
tutto il lago,

I campionamenti faunistici da noi effettuati in inverno ed in pri¬
mavera inoltrata ( che alla nostra latitudine è da considerare estate)
hanno delineato, invece, una comunità animale con caratteri e compo¬
sizione particolare.

II primo aspetto peculiare è quello della presenza, anche se in un
habitat così limitato e con proprietà ambientali, ossia chimico-fisiche,
piuttosto omogenee, di due sub-comunità con caratteri differenti.

Le specie comuni ad entrambe le sub-comunità sono specie ad
alta densità che caratterizzano l’intero bacino. Invece le due sub-comunità
riferibili alla zona A e a quella B sono legate alla composizione tasso¬
nomica degli esemplari catturati appunto nelle suddette zone. Questa
composizione faunistica è tale che nella zona A si ha una preponderanza
di un solo taxon e pochi altri, mentre, nella zona B, anche se un taxon
si presenta in percentuale maggiore, esistono molti altri taxa che con¬
tribuiscono alla costituzione della sub-comunità.

Le variazioni stagionali, con diminuzione della fauna durante l’in¬
verno, sono del tutto normali : da una parte si assiste al diverso compor¬
tamento delle due sub-comunità, sia in senso quantitativo che qualitativo,
da un’altra al contrapporsi di numero di individui e di numero di
specie; fenomeno quest’ultimo del tutto naturale.

Come si è già detto, a proposito della struttura e analisi quanti¬
tativa della comunità, la fauna artropodiale presenta un andamento
normale nella dominanza delle specie.

Infatti Cyclops ha sempre il primo posto nella composizione per¬
centuale. Invece nel complesso della fauna di non-artropodi non esiste
un’unica specie che rappresenti la maggior densità.

Questo aspetto della composizione faunistica è probabilmente da
mettere in relazione alla diversa possibilità di affermazione sia ripro¬
duttiva sia competitiva che presentano gli Artropodi rispetto agli altri
Invertebrati.

— 346 —

Un problema molto interessante è quello della classificazione del
laghetto di « La Correa ».

Tale classificazione può essere basata o solo sul grado di trofia
e quindi della produttività dell’ambiente esaminato, (Rodhe, 1958) o
sulla presenza di specie tipiche ( Sramek-Husek, 1962) o invece sulla
composizione della comunità animale e sulla presenza di specie caratte¬
ristiche (Thienemann, 1926, Nordquist, 1921, ecc.).

Noi abbiamo esaminato solo la composizione faunistica, le specie
tipiche e le proprietà chimico-fisiche, per cui la classificazione del
laghetto sarà fatta in funzione delFambiente e della comunità animale.

Orbene dai caratteri chimico-fisici, che non fanno notare alcuna
differenza tra i due biotopi esaminati, si è propensi a considerare il
lago di (( La Correa » come un lago eutrofico. Infatti la percentuale di Og
disciolto non giunge mai alla saturazione, mantenendosi intorno al 50%,
la quantità di sostanze organiche è abbastanza alta ed il BOD, che in asso¬
luto non dà valori alti, nel nostro caso è rilevante in quanto le uniche
richieste di O2 sono causate dalle sostanze vegetali in marcescenza.

D’altro canto vi è notevole presenza di vegetazione sommersa ed
emergente, il che caratterizzerebbe ancora di più l’aspetto eutrofico del¬
l’ambiente.

La composizione quantitativa della fauna è su valori molto bassi
in quanto complessivamente non si sono mai superati i 25.000 individui
per m^, con valori molto più bassi per ogni singola specie.

Questa scarsa quantità di animali farebbe propendere quindi per
una interpretazione oligotrofica del corpo d’acqua.

L’esame delle singole specie ci dà valori che da una parte fanno
pensare ad una oligotrofia, e da un’altra ad una eutrofia dell’ambiente.

Infatti la presenza di Chironomus dovrebbe far pensare ad un
ambiente eutrofico, mentre quella, molto rilevante di Diatomee è per
l’interpretazione opposta. Così pure l’abbondanza di Cyclops è da mettere
in rapporto ad una condizione di eutrofia, mentre la presenza di Ancylus
è per un carattere oligotrofico del laghetto.

Da tutto ciò ci pare che si possa concludere che il laghetto in
esame sia da classificare come un ambiente oligotrofico tendente ad
una eutrofizzazione.

Istituto di Biologia Generale e Genetica delV Università di Napoli e Laboratorio
Chimico Provinciale Sezione di Castellammare di Stabia.

— 347 —

BIBLIOGRAFIA

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Boll. Soc. Natur. in Napoli

voi. 77, 1968, pp. 349-392, 27 figg., 16 tabb., 6 tavv.

Brachiopodi triassici della Pietra Maura (Lucania)
Studio paleontologico e statistico (*)

Nota del Socio EMMA TADDEI RUGGIERO

Presentata il 28 giugno 1968

Riassunto. — È stata studiata una fauna a brachiopodi costituita da un migliaio
di esemplari in ottimo stato di conservazione, riferibili a cinque specie di cui due
nuove s Anisactinella maurensis n. sp., Pentactinella scandonei n. sp., Spiriferina fragilis
ScHLOTH., Retzia c£r, schwageri Bittn., Retzia sp.

Gli esemplari provengono dal membro terrigeno della Formazione di M. Facito,
in località Pietra Maura (199 -II -NO, Marsico Nuovo) dove sono contenuti in argille
ed argille siltose giallastre alla base della serie.

I caratteri interni sono stati studiati mediante sezioni seriate. Sulle due specie
più abbondanti è stato condotto uno studio statistico della variabilità, prendendo in
esame 320 esemplari di Spiriferina fragilis e 312 di Anisactinella maurensis. I dati
ottenuti hanno permesso di verificare l’omogeneità delle popolazioni in esame.

La fauna è stata attribuita all’Anisico superiore per la presenza di Spiriferina fra¬
gilis e per la posizione stratigrafica, circa 70 m al di sotto di un livello a Daonella
taramellii Mojs. del Buchenstein.

Summary. — This paper deals with thè triassic Brachiopod fauna from Lucania
(Southern Italy). The fossils studied have been collected from thè site known as

Pietra Maura (199 -Il -NO, Marsico Nuovo) and belong to thè Mt, Facito Formation
(SCANDONE 1966-67).

The pertaining terrains are thè lowest known portion of thè calcareous-siliceous-
marly sequence of Lucania, which extends from thè middle Trias to thè upper Jurassic
and consist of a terrigenous member (silts, clays, etc.) and an organogenie one (algal
reefs), which is intercalated in thè former at different levels.

All Brachiopods come from thè clays and marls of thè low portion of thè

terrigenous member and have been found only in a rather small area. The peculiar
composition of thè rock and thè weathering have brought thè shells out from thè
matrix.

The Brachiopods bere examined are about one thousand, in good condition

(*) Lavoro eseguito con il contributo del C.N.R.

— 350 —

and belong to five species ; Anisacti nella maurensis n. sp., Pentactinella scandonei
n. sp-, Spiriferina fragilis Schloth-, Retzia cfr. schwageri Bittn., Retzia sp..
Anisactinella and Spiriferina are extremely numerous, whereas only about 40 spe-
cimens altogether belong to thè other species.

Both Anisactinella and Pentactinella, which are provided with rather thick
shells, are very well preserved ; some Spiriferina and Retzia, on thè contrary,
appear to bave undergone a slight dei'ormation in a dorso- ventral direction.

The inner characters of these Brachiopods have been studied by means of seriate
sections of some specimens ; peels have been taken from thè polished surfaces,
then they have been photographed, and from thè photographs drawings obtained. For
thè two most numerous species, variability was studied with statistica! methods :
320 specimens of Spiriferina fragilis and 312 of Anisactinella maurensis were taken
into consideration. The parameters considered are length, width and thickness and
their ratios; width/length, thickness/length, thickness/width. Then thè relations
between length and width, length and thickness, width and thickness have been
studied.

The equation of thè straight line of regression has also been calculated. It is
to be pointed out that both species appear to he fairly uniform and thè relation
between thè different parameters is noteworthy.

Since thè young individuai have been excluded, thè frequency distribution of
thè adults is nearly normal. This allows us to consider that thè variation among
diiferent individuai follows thè accidental error distribution law.

The correlation degree of thè characters is very high. With good approxima-
tion, thè frequency distribution between thè ratios of thè cited characters for each
single individuai is aio normal.

The Anisactinella maurensis n. sp. is a form which varies very little ; thè pedicle
valve has a narrow sinus in its centrai part and three ribs of decreasing length on
both sides ; thè third rib extends up to thè Cardinal zone and forms a sort of
auricle ; thè brachial valve has a rib in thè middle and two neat ribs on either
side of it; aio in this valve is a sort of auricle which continues thè almost straight
Cardinal line. The ribs of thè two valves are placed alternately and thè frontal
commissure forms a neatly marked zigzag device.

Apex is small and slightly projecting, foramen is round. Brachidium is
spiralled with ends turned outside ; each spirai consists of two parallel laminae
of different thickness; thè coii of each spirai are 7 to 9. Teeth are rather big
and rounded.

A young specimen of 2,7 mm length, which has a brachidium consisting of
crura alone, has been sliced. The shell texture is fìbrous.

Pentactinella scandonei n. sp. is characterized by a medium size shell, unifor-
mally convex, sometimes inaequilateral.

Sharp ribs origin from thè umbos and coincide in thè two valves ; both ribs
create in front a sort of spine: they vary from 6 to 16 in each valve. The umbo
of thè brachial valve is strong. The small ovai foramen opens towards thè Cardinal
line. Cardinal piate well developed, ventrally hollow, fused with thè inner socket ridge.

Dentai plates divergent ; they bound thè lateral rather large cavities. Wide
dentai cavity in which a large tooth is inserted. Denticula are present.

Small umbonal cavity of thè brachial valve. Brachidium coiled and formed
by a single lamella, which is wrapped forming at thè most five spirae.

— 351 --

The Spiriferina fragilis lias thè typical ribbing, but it varies in shape from
specimens larger in breadth to others larger in length. The variability which
characterizes this species has already been pointed out by students in contemporary
faunas from other regions.

Conclusions. — The only stratigraphically relevant species of this fauna
io thè Spiriferina fragilis. Its geographic distribution is very wide ; it was found
in thè Alps, in thè Dinarids, in Bosnia, Montenegro and Poland; its age corresponds
to thè Anisic-Ladinic, but it was also fouid in thè upper Trias of New Zealand.
The fauna has been attributed to upper Anisian for thè presence of this species and
thè stratigraphic position, about 70 m below a level at Daonella taramellii Mojs.

It has been supposed that thè studied area during thè middle Triassic timcs
was characterized hy inter-reef lagoonal conditions, with shallow waters, as testified
also by oscillation ripple-marks there present.

It seems likely that these Brachiopods found their optimal conditions in such
a specialized environment, to which can be also related thè clear oligotypic characters
of thè studied association.

Cenni geologici e studi sulla zona fossilifera.

I brachiopodi descritti in questo lavoro provengono dalla Forma¬
zione di Monte Facito (Scandone 1966; 1967) e sono stati raccolti in
località Pietra Maura (199 -II -NO, Marsico Nuovo) in vicinanza della
sezione tipo della formazione (fig. 1).

I terreni in questione costituiscono la parte più bassa nota della
serie calcareo-silico-marnosa lucana che si estende dal Trias medio al
Giurassico superiore, e constano di un membro terrigeno ( argille, siltiti,
arenarie e conglomerati) e di un membro organogeno (scogliere algali).
Le scogliere sono intercalate nel membro terrigeno a varie altezze (fig. 2).

Riporto qui brevemente una descrizione della successione stratigra¬
fica del membro terrigeno. Dal basso in alto si distinguono :

1) marne, marne argillose e argille per lo più giallastre con
intercalazioni di arenarie con ripple marks da onda (m 50);

2) alternanze di siltiti, arenarie, marne, argilliti varicolori, con¬
glomerati (130 m) ; a circa 60 m dalle soprastanti argilliti a Daonella
lommeli è presente un livello argillitico a D. taramellii ed altre specie;

3) argilliti rosse a Daonella lommeli ( 4 m) ;

4) calcilutiti, marne e argilliti varicolori ( 6-7 m), superiormente
si passa a calcari con liste e noduli di selce contenenti Halohia.

I brachiopodi provengono tutti dalle argille del livello 1 e sono
presenti solo in uno spazio molto limitato. Ricerche fatte lungo lo stesso

— 352 —

Fig. 1. — Zona di rinvenimento dei fossili; Pietra Maura (199-II-NO, Marsico
Nuovo).

— 353

livello, allontanandosi dalla Pietra Maura lungo i versanti orientale e
sud-occidentale del M. Facito - M. delFArena, sono infatti risultate ne¬
gative.

La fauna studiata viveva in un piccolo tratto di laguna tra scogliere,
come si può dedurre sia dal tipo di sedimento che dalla presenza di
ripple-marks da onda.

La fauna è tipicamente oligotipica, tutte le specie appartengono
ad uno stesso ordine ( Spiriferida) e sono tutte costate ; anche questo
fatto avvalora l’ipotesi che l’ambiente fosse molto particolare e la fauna
molto specializzata.

Composizione della fauna e metodi di studio.

La fauna è composta da un migliaio di esemplari riferibili a cin¬
que specie :

Anisactinella maurensis n. sp. ;

Pentactinella scandonei n. sp. ;

Spiriferina fragilis Schlotheim ;

Retzia cfr. schwageri Bittner ;

Retzia sp..

Le prime due sono abbondantissime, delle altre ho trovato una cin¬
quantina di esemplari complessivamente. Data la natura della roccia, le
conchiglie sono state rinvenute isolate a causa del disgregamento operato
dagli agenti atmosferici.

Anisactinella possiede un guscio piuttosto spesso ed è sempre per-
fettamente conservata e così pure la Pentactinella ; la Spiriferina fragilis
è a volte schiacciata nel senso dorso-ventrale ; le Retzia, fragili e picco¬
lissime, sono quasi sempre deformate.

I caratteri interni dei brachiopodi sono stati studiati mediante
sezioni seriate di alcuni esemplari ; delle superfici pulite sono stati fatti
a peels », questi sono stati fotografati e dalle fotografie sono stati tratti
i disegni.

Per le due specie più abbondanti si è potuta studiare la variabilità
con i metodi statistici; della Anisactinella maurensis sono stati studiati
312 esemplari e della Spiriferina fragilis 320.

23

— 354 —

Conclusioni.

L’unica specie stratigraficamente significativa di questa fauna
è la Spiri ferina fragilis Schloth. La sua distribuzione areale è molto
ampia : è stata infatti rinvenuta nelle Alpi, nelle Dinaridi, in Bosnia,
in Montenegro, in Polonia ; l’età è Anisico-Ladinico.

Nella serie di M. Facito circa 70 m al di sopra del livello a Bra-
chiopodi c’è un livello marnoso ricco di Daonelle (fra cui D. tara-
inellii\ la cui associazione indica un’età equivalente a quella degli strati
del Buchenstein (De Capoa Bonardi 1968); circa 60 m al di sopra
di questo è presente un livello a Daonella lommeli del Wengen (Scan-
DONE - De Capoa 1966). Ritengo quindi che la fauna studiata possa
attribuirsi all’Anisico superiore.

Descrizioni paleontologiche.

Ordine SPIRIFERIDA

Sottordine ATHYRIDIDINA
Superfamiglia Athyridacea
Famiglia Athyrididae

Sottofamiglia Diplospirellinae

Genere Anisactinella Bittner 1890.

Specie-tipo Terebratula quadriplecta MÙnster, 1841.

Nel 1890 Bittner suddivide le Spirigere in forme a spira semplice
e forme a doppio nastro spirale ; tra queste ultime distingue dalle
Euractinelle il gruppo delle Anisactinelle caratterizzate dalFavere coste
alternanti, area ben delimitata e pseudodeltidio elevato, e vi attribuisce
Spirigera quadriplecta MÙnster e S, venetiana Bittner.

Nel 1895 Salomon istituisce il sottogenere Didymospira ed a questo
attribuisce S. (D.) quadriplecta^ S. (D.) venetiana e le due nuove specie
S. (D.) stoppami e S. (D.) nudata.

Nel 1902 Bittner riconosce al suo gruppo Anisactinella del 1890
il valore di sottogenere e ad esso attribuisce: S. (A.) quadriplecta, S. (A.)
venetiana e la nuova specie S. (A.) matutina, non tenendo conto del
lavoro di Salomon del 1895,

Fig. 2. — La Pietra Maura: s = scogliere; a = argille.

— 355 —

Nel 1904 Philipp trasforma in genere il sottogenere Didymospira
di Salomon distinguendovi come sottogenere Anisactinella Bittner e
vi attribuisce tutte le specie fin ora citate e tre nuove specie: D. (A.)
salomoni^ D. {A.) octo-plicata e D. {A.) pachygaster.

Nel 1920 Diener nel Fossilium Calalo gus riconosce la suddivisione
di Bittner del 1890 del genere Spingerà nei due gruppi che denomina
delle Asplospire e delle Diplospire, attribuendo a quest’ultimo l’unico
sottogenere Didymospira Salomon a sua volta diviso in « sectio » tra
cui Anisactinella; a questa « sectio » attribuisce tutte le specie fin qui
citate.

Nel 1965 il trattato sui brachiopodi di Moore, considera tutti i
gruppi di Bittner 1890 come generi.

Anisactinella maurensls n. sp.

(Tav. I, figg. 1-6; Tav. IL figg. 1-7)

1967 Anisactinella cfr. stoppami Salomon - Taddei Ruggiero in Scandone, p. 20,

tav. 1, fig. 6,

Materiale. La specie è stata istituita su più di 500 esemplari,
312 dei quali, interi ed in perfette condizioni, sono stati studiati con
metodi statistici.

0 1 o t i p o. Esemplare No. 272; tav. 1, fig. 3 a, b, c, d.

Derivatio nominis. Dalla località di provenienza la cui
fauna è caratterizzata da questa specie.

Locus typicus. Pietra Maura.

Collocazione. Museo dell’Istituto di Paleontologia delPUni-
versità di Napoli, collezione Taddei, PM. 1-313.

Diagnosi. Conchiglia di medie dimensioni, uniformemente bi¬
convessa, Piccola valva con cinque coste e grande valva con sei alter-
nantisi regolarmente con quelle della piccola valva.

Le estremità cardinali delle coste esterne formano ai lati dell’um-
bone una specie di espansioni alari simili ad orecchiette.

Descrizione.

Caratteri esterni. La grande valva ha nella parte mediana uno
stretto seno e da ciascuna parte di esso tre coste di altezza decrescente.
La piccola valva possiede una costa mediana e da ciascun lato di questa.

— 356 —

due coste ben nette ; le coste nelle due valve si alternano e la commes¬
sura frontale è fortemente a zig-zag. La linea cardinale è pressocchè
rettilinea ; l’apice è piccolo e dritto ; il foramen è rotondo ( fig. 3) ; l’area
è piccola, triangolare, ben delimitata.

Caratteri interni. Piastra cardinale ben sviluppata, concava ventral¬
mente, fusa con i margini interni delle fossette (fig. 4). Cavità dentale
a sezione triangolare in cui si inserisce il dente grosso e arrotondato
(tav. II, fig. 7). Lamelle dentali divergenti, sottilissime, che delimitano

Fig. 3. — Anisactinella maurensis n. sp. ; il disegno mette in evidenza il foramen
rotondo e l’area stretta e triangolare.

una esigua cavità laterale. Le crura iniziano dalla piastra cardinale a
2 mm dall’umbone e arrivano a 2,18 mm, a questo punto inizia il
brachidio spiralato ; esso è formato da due lamelle, una principale, più
spessa, all’interno, ed una secondaria all’esterno ; la distanza tra le due
lamelle è maggiore nella zona periferica delle valve che non in quella
centrale; la spira a circa 5,30 mm dall’umbone, si addossa alla parete del
guscio lasciando all’interno un’ampia cavità del tutto libera ; gli anfratti
raggiungono al massimo il numero di dieci per ciascun cono spirale ;
a 5,30 mm dall’umbone, c’è il giogo, piuttosto grosso, concavo verso
la piccola valva; la spira raggiunge la fronte della conchiglia.

Sono stati sezionati anche alcuni individui giovani ( fig. 5) : il
brachidio è formato dalle sole crura.

Dimensioni dell’olotipo : lungh. 12,5 mm ; largh. 12,4
mm ; spess. 8,5 mm.

Confronti. Anisactinella stoppami (Salomon) si discosta dalla
specie in esame per essere molto variabile nella forma, nelle dimensioni
e nel numero delle coste, per avere le coste meno rilevate, la linea cardi¬
nale più corta e arcuata, la costa mediana della piccola valva più debole ;
per la presenza di un seno e di un lobo, di solito larghi e costati, ma nel-

Fig. 4. — 20 sezioni seriale di Anisactinélia maurensis n. sp. x 4. Le distanze par¬
ziali sono in mm.

— 358 —

le forme più piccole appena accennati, per l’apice leggermente più ricur¬
vo e per il foramen più piccolo. In un primo momento (Scandone 1967)
avevo determinato i miei esemplari come A. cfr. stoppami, ma dopo
aver studiato gli esemplari di Salomon, gentilmente inviatimi dal Baye-
risce Staatssammlung di Monaco di Baviera, in base alle differenze su
elencate, mi sono convinta di essere in presenza di una nuova specie.

Le tre specie di Anisactinella istituite da Philipp (1904) sul ma¬
teriale della Marmolada mi sono state gentilmente inviate dal Museo
di Geologia e Paleontologia dell’Università di Heidelberg,

La A. salomonii differisce dalla A. maurensis per il numero delle

o ^ o o

0.86 0.02 ^ 0.02 0.08

0.06

0.26

Fig. 5. — Sezioni seriale di un esemplare giovane di Anisactinella maurensis n. sp.
Il brachidio è limitato alle crura. x 7. Le distanze parziali sono espresse in mm.

coste che sono sempre sei nella grande valva e sette nella piccola, per
avere il solco mediano della grande valva appena accennato, le due pe¬
nultime coste esterne molto più grandi delle altre, l’umbone della pic¬
cola valva più rilevato e quello della grande più incurvato, per la
mancanza delle due espansioni alari al cardine, per il fatto che sia i
solchi che le coste divergono maggiormente ; nel complesso è anche più
globosa.

L’yl. octoplicata è del tutto simile all’yl. solomonii, ma con otto
coste nella grande valva e nove nella piccola.

L’^. pachygaster è anch’essa molto simile alla A. salomonii, se ne
distingue per essere più globosa.

L’^. matutina Bittner differisce dalla specie in esame per avere
nella grande valva solo quattro coste, la linea cardinale più corta e
arcuata, mancando le espansioni nella zona cardinale. Le coste sono
meno rilevate, le dimensioni minori. Anche di questa specie ho potuto
confrontare gli esemplari originali inviatimi dal Geologische Bunde-
sanstalt di Vienna.

L’yl. quadriplecta (MÙnster) è molto variabile per il contorno e

— 359 —

per la profondità delle coste, tanto che Bittner (1890) ne distinse
quattro varietà, tutte hanno però solo quattro coste nella grande valva,
uno spessore minore, la larghezza massima della conchiglia quasi alla
fronte, la linea cardinale più corta e curva. I caratteri interni invece,
che ho potuto sommariamente osservare su di un esemplare sezionato
dallo stesso Bittner e inviatomi dal Geologische Bundesanstalt di Vien=
na, sembrano, per quanto è possibile vedere, molto simili.

Si discostano nettamente dalla nuova specie le altre due specie
appartenenti a questo genere:

A. venetiana Bittner ha quattro coste nella grande e cinque nella
piccola valva meno rilevate e la linea cardinale più corta e curva.

A. nudata (Salomon) ha un seno nella grande e un lobo nella pic¬
cola valva ; il seno della grande valva è delimitato da due coste piuttosto
forti che sono le uniche che arrivano alla fronte ; ad esse corrispondono
nella piccola Valva i solchi ai lati del lobo mediano. La linea cardinale
è più corta.

Sottofamiglia Incerta

Genere Pentactinella Bittner 1890.

Specie-tipo Terebratula quinquecostata MÙnster, 1841.

Nel 1890 Bittner, come è stato già ricordato per il genere
Anisactinella, divide le Spirigere in forme a spira semplice e forme
a doppio nastro spirale ; le prime vengono ancora suddivise in due
tipi ; forme lisce ( Spirigera) e forme costate ( Plicigera). Le forme
costate sono a loro volta suddivise in tre gruppi :

Tetractinella, Pentactinella e Anomactinella.

Al gruppo Pentactinella vengono attribuite le due specie già co¬
nosciute : Spirigera quinquecostata (MÙNster) e Sp. multicostata
Klipstein.

Nel 1920 Diener nel Fossilium Catalogus segue la classificazione
di Bittner.

Nel 1965 il Trattato sui Brachiopodi di Moore considera anche
questi gruppi come generi e dà di Pentactinella la seguente diagnosi :
plicata, guscio biconvesso, con pieghe che si corrispondono nelle due
valve, parte mediana di ciascuna valva con una piega piuttosto che
con un solco. Interno sconosciuto.

— 360 —

Pentacliaella scandooei n. sp.

(Tav. Ili, figg. 1-7; Tav. IV, figg. 1-6)

1967 Pentactinella cfr. multicostata Klipstein - Taddei Ruggiero in Scandone,

p. 20, Tav. I, figg. 1-3.

Materiale. Circa 40 esemplari di cui 29 perfettamente con*
servati.

0 1 o t i p o. Esemplare no. 720; tav. Ili, fig. 3.

Derivatio nomini s. La nuova specie è dedicata al dott.
Paolo Scandone.

Locus tipicus. Pietra Maura.

Collocazione. Museo dell’Istituto di Paleontologia deU’Uni-
versità di Napoli, collezione Taddei PM. 662-694; 720-271,

Diagnosi. Conchiglia di medie dimensioni, uniformemente
convessa, a volte inequilaterale. Le coste acute iniziano dagli umboni
e si corrispondono nelle due valve, formando alla fronte ciascuna cop¬
pia una specie di spina; variano da 6 a 16 in ciascuna valva. L’umbone
della piccola valva è robusto.

Descrizione.

Caratteri esterni. Le due valve sono ugualmente convesse ; il nu¬
mero delle coste è uguale nelle due valve ed esse si corrispondono
perfettamente. Ogni valva può avere da 6 a 16 coste di cui le prin¬
cipali sono sempre 6 e le secondarie sorgono in mezzo a queste a
distanza variabile dall’apice. Le coste che sorgono per prime derivano
solitamente dalle due coste principali mediane. Le coste incontrandosi
alla fronte si prolungano oltre la linea di commessura formando degli
archi rilevati. Le coste sono spesso nodulari. La commessura è dritta.
La linea cardinale è corta e arcuata ; l’apice è piccolo e dritto nelle
forme con poche coste, diventa più grosso e ripiegato sulla piccola
valva nelle forme con maggior numero di coste. L’umbone della piccola
valva è sempre piuttosto elevato. Il forameli è molto piccolo, ovale e
aperto verso la linea cardinale. Area completamente ricoperta dagli
umboni delle due valve.

Caratteri interni. Piastra cardinale ben sviluppata, concava ven¬
tralmente, fusa con i margini interni delle fossette (fig. 6). Cavità

Fig. 6. — 18 sezioni seriale di Pentactinella scandoneì n. sp« x 6. Nelle prime otto
sezioni lo strato più interno del guscio è indicato col tratteggio bianco. Esem¬
plare adulto con 15 coste.

— 362 —

dentale ampia in cui si inserisce un grosso dente, Denticula ben prò-

nunziati; margine interno delle fossette prolungato in una spina. La¬
melle dentali leggermente divergenti che delimitano delle cavità laterali
piuttosto ampie. Nella zona apicale c’è un doppio strato nel guscio
(fig. 6 prime 8 sezioni). Cavità umbonale della valva brachiale piccola.
Il brachidio è spiralato e formato da un’unica lamella che si avvolge
formando al massimo 5 spire da ciascun lato. È stato sezionato anche
un individuo con sei coste (fig. 7): i caratteri della zona cardinale sono

0.04

Fig. 7. — 15 sezioni seriale di Pentactinella scandonei n. sp. x 6. Nelle prime cinque
figure lo strato più interno del guscio è indicato col tratteggio bianco. Esemplare
probabilmente giovane con 6 coste.

costanti, il brachidio invece è più semplice, avendo al massimo due spire
da ciascun lato.

Dimensioni dell’olotipo : lungh. 18,8 mm ; largh. 12,5

mm ; spess. 7,0 mm.

Confronti. Due sole sono le specie conosciute del genere
Pentactinella i P. quinquecostata (MÙNSTEr) e P. multico stata (Klip-
stein).

Ho potuto osservare gli originali di queste specie descritti da
Laure e da Bittner, gentilmente inviatimi dal Naturhistorisches Mu-
seum di Vienna.

Della P. quinquecostata ho studiato tre esemplari originali di cui
uno deformato. Le coste sono sempre 5, ma il contorno, lo spessore, la
forma del guscio è variabile (tav. IV, figg. 11, 12, 13).

— 363 —

Questa specie differisce dalla nuova specie per il numero delle
coste, e per il fatto che queste sono più grosse e arrotondate.

Della F. multicostata ho studiato cinque esemplari originali e la loro
enorme variabilità mi ha lasciata perplessa. Diverse sono le dimensioni,
la forma, lo spessore, la forma deU’umbone, il numero delle coste ed
il loro aspetto : da coste acute con spazi intercostali larghi a coste
piatte e larghe con spazi intercostali stretti (tav. IV, figg. 7,8,9,10),
Essendo pochissimi esemplari è impossibile effettuare sezioni
seriate per studiarne i caratteri interni. Gli unici legami tra queste
forme sono rappresentati dalle coste che si corrispondono nelle due
valve e dal fatto che le coste principali, cioè che partono dalFumbone,
sono sempre cinque. Tutte provengono da S. Cassiano.

La n. sp. si distingue da F. multicostata per avere o solo sei coste,
o sei coste principali ; le coste più rilevate e più acute, che si prolungano
oltre la linea cardinale con una spina più pronunziata ; per avere il
foramen oblungo e aperto verso la piccola valva.

Sottordine SPIRIFERIDINA

Superfamiglia Spiriferinacea
Famiglia Spiriferinidae

Genere Spiriferina D’Orbigny 1847.

Spiriferina fragilis Schlotheim
(Tav. V, figg. 1-8; Tav. VI, figg. 1-3)

1814 J^eraòrctaZa /ragiùs Schlotheim, in Leonhards Taschenbuch, tav. 2, fig. 4
1920 Spiriferina fragilis Diener, p. 46, cum syn. (1)

1934

1958

1958

1960

1962

1967

1967

Kirchner, p. 94, tav. 2, figg. 7-9.

Sacchi Vialli & Vai, p. 46, tav. 4, figg. 1-5.
depressa Sacchi Vialli & Vai, pag. 46, tav. 4, figg. 6-10.
Senkowiczowa, p. 245.

Herak, p. 304,

Casati & Gnaccolini, p. 124 e 138, tav. 11, figg. 9-10.
Speciale, p. 1088, tav. 79, fig. 5.

Materiale. La popolazione in esame è rappresentata da più
di 600 esemplari dei quali 320 interi ed in buone condizioni, sono
stati studiati con metodi statistici.

(1) Per le citazioni precedenti al 1920 si rimanda al Fossilium Catalogus.

— 364

Descrizione.

Caratteri esterni. Conchiglia di medie dimensioni con valve uni¬
formemente convesse. La larghezza massima della conchiglia si ha a
volte in corrispondenza della linea cardinale, ma più frequentemente
nella parte mediana delle valve. La grande valva ha nella parte me¬
diana un seno e da ciascuna parte di esso 5-6 coste gradatamente più
deboli. Le coste nelle due valve sono alternate. La linea cardinale è
dritta e piuttosto lunga. F or amen grande e triangolare parzialmente
ridotto da placchette deltidiali discrete (fig. 8). Area da cataclina a
prociina, triangolare, delimitata dagli spigoli deU’umhone arrotondati.
Apice di medie dimensioni.

Fig. 8. — Spiriferma fragilis Schloth. Il disegno mette in evidenza il foramen
triangolare e le placchette deltidiali.

Caratteri interni. Processo cardinale suddiviso in una decina di
lamelle verticali (fig. 9). Denti di piccole dimensioni, arrotondati;
margine interno della fossetta dentale piuttosto sviluppato. Il setto
mediano della grande valva, ben sviluppato, termina a 4,58 mm dal-
Pumbone; le piastre dentali corte e divergenti terminano a mm 1,62
dalFumbone (fig. 10); sia il setto che le piastre sono sottili. Mancano
ispessimenti secondari. Il brachidio è formato da due spirali ellissoi-
diche composte da una sola lamella, raggiunge la fronte della conchi¬
glia, ed è composto da 7-8 anfratti.

Confronti.

Nel 1958 la Prof. Sacchi Vialli e la Dott, Vai istituirono una nuo-
va sottospecie Sp. fragilis depressa^ che si trova associata alla specie tipica
ma se ne discosta per essere più piccola, con umbone acuto e non

— 365

Fig. 9. — 22 sezioni seriale di Spiriferina fragilis Schloth. x 2. Le distanze par¬
ziali sono espresse in mm.

— 366 —

ricurvo e margine semicircolare ; gli Autori distinsero queste forme
dalla specie tipica perchè non rinvennero termini di passaggio.

/'

0,10

0.10 0.09 0.79

Fig. 10. — 5 sezioni seriale dell’apice di Spiriferina fragilis Schloth. x 5 ca.
L’apice è tipicamente tripartito. Le distanze parziali sono espresse in mm.

Il ritrovamento nella fauna in esame di tutti i termini di passag¬
gio mi hanno fatto ritenere, in accordo con la Prof. Sacchi Vialli, che la
sottospecie depressa rientri nei limiti di variabilità della specie.

Età e distribuzione della specie. Anisico di Ger¬
mania, Dinaridi, Bosnia, Polonia ; Anisico e Ladinico delle Alpi meri¬
dionali e della Lombardia ; Ladinico del Montenegro e della Dalmazia ;
Trias sup. della Nuova Caledonia.

Provenienza. Pietra Maura.

Collocazione. Museo dellTstituto di Paleontologia dell’Uni¬
versità di Napoli. Collezione Taddei, PM. 314-661 ; 706-719.

Sottordine RETZIIDINA

Superfamiglia Retziacea
Famiglia Retziidae

Genere Retzia Waagen 1883

Retzia cfr. schwageri Bittner

(Tav. II, figg. 10)

Un solo esemplare appartenente al genere Retzia somiglia alla
R, schwageri per il numero delle coste (sei) e Fumbone relativamente
poco elevato ; ma per il cattivo stato di conservazione non è possibile una

determinazione più precisa. PM. 695.

__ 367 —

Reteia sp,

(Tav. II, figg. 8,9)

Nella fauna studiata vi sono 10 esemplari di Retzia di piccole
dimensioni, con il guscio ornato di 7-8 coste, con Fumbone della
grande valva molto acuto e prominente sulla piccola valva ; somigliano
alla R, lyrata (MÙnster), ma per le cattive condizioni di fossilizzazione,
sono infatti quasi tutti schiacciati e deformati, non è possibile una deter¬
minazione più sicura. PM. 696-705.

APPENDICE STATISTICA.

Sono stati applicati metodi statistici ad un campione della popo¬
lazione di Anisactinella maurensis n. sp. e ad uno della popolazione
di Spiri ferina fragilis Schloth,

L’ipotesi fatta è che entrambe le popolazioni esaminate siano

omogenee nel senso che ciascuna di esse appartenga ad una stessa specie.

L’ipotesi può essere controllata mediante lo studio della distribu¬
zione degli individui rispetto ai singoli caratteri ed ancora mediante

10 studio della correlazione fra i caratteri dei singoli individui nella
popolazione.

Essendo stati esclusi gli individui giovani, la distribuzione di

frequenza degli individui adulti è approssimativamente normale, la
qual cosa fa ritenere che le variazioni fra gli individui seguano la legge
di distribuzione degli errori accidentali per ciascun carattere. Inoltre

è con buona approssimazione normale la distribuzione di frequenza dei
rapporti dei suddetti caratteri, per ciascun individuo.

I caratteri studiati sono : lunghezza X, larghezza Y, spessore Z
(fig. 11) e gli indici di questi caratteri Y/X, Z/X, Z/Y.

Le misure sono in decimi di millimetro.

Tutti gli esemplari provengono dalla medesima località, sono
inglobati nei medesimi sedimenti e, considerando i modi di vita dei
brachiopodi, è possibile pensare che formassero una biocenosi.

Dalla popolazione in esame sono stati eliminati gli esemplari de¬
formati e i giovani, considerati tali quelli di lunghezza inferiore a
3 mm. Per determinare questa misura limite si è sezionato un certo
numero di esemplari e si è notato che per le lunghezze minori di 3 mm

11 brachidio è formato dalle sole crura ( fig. 5).

— - 368 —

È stato molto difficile determinare questa misura limite e non è
detto che anche esemplari di lunghezza maggiore di 3 mm abbiano il
brachidio completo ; questo per Fimpossibilità di sezionare un numero
ancora maggiore di esemplari.

Fig. 11. — Parametri considerati nello studio statistico. Lg = Lunghezza = X ;

Lr = Larghezza = Y ; Sp. = Spessore = Z.

In definitiva è stata presa in esame la quasi totalità della popo¬
lazione, essendo gli individui di lunghezza minore di 3 mm appena
il 31% per ciascuna specie.

Anisactinella maurensis n. sp.

Sono stati presi in esame 312 esemplari, I dati relativi ai caratteri
considerati sono stati raggruppati in classi di 1 mm di ampiezza ( Tabb.
II, III, IV); quelli relativi agli indici, in classi di 0,3 (Tab, V).

Gli istogrammi della distribuzione di frequenza della lunghezza
(fig. 12), della larghezza (fig. 13), dello spessore (fig. 14), e di Y/X
(fig. 15), di Z/X (fig. 16) e di Z/Y (fig. 17) non si discostano in
maniera significativa dalla curva normale (Tab. I).

È stata studiata anche la correlazione tra i caratteri considerati
e cioè lunghezza e larghezza, lunghezza e spessore, larghezza e spes¬
sore ( Tab. II, III, IV, VI), che è, per ogni coppia, molto forte.

Per conoscere poi l’accrescimento relativo dei vari caratteri sono
state determinate le rette di regressione della Y rispetto alla X (fig. 18)
e della Z rispetto alla X (fig. 19) con il metodo dei minimi quadrati.
È stata scelta come variabile indipendente la lunghezza.

La regressione è con buona approssimazione rettilinea.

— 369 —

Fig. 12, — Istogramma della distribuzione di frequenza della lunghezza X di
Anisactinella maurensis.

Fig. 13. — Istogramma della distribuzione di frequenza della larghezza Y di
Anisactinella maurensis.

24

— 370 —

Fig. 14. — Istogramma della distribuzione di frequenza dello spessore Z di
Anisactinella maurensis.

È da notare che sono stati eliminati gli individui di lunghezza
minore di 3 mm e che quindi si sono considerati solo gli individui
(( adulti )) ma non necessariamente della stessa età. Come indice di
questa è stata scelta la lunghezza, che è un carattere che varia abba¬
stanza regolarmente e risente poco della deformazione.

Dallo studio della retta di regressione della larghezza rispetto alla
lunghezza (fig. 18) si deduce che Faccrescimento è pressocchè isometrico
(coeff. 0,95), mentre dalla retta di regressione dello spessore rispetto
alla lunghezza (fig. 19) si osserva che Faccrescimento ha allometria ne¬
gativa, che cioè lo spessore cresce meno rapidamente della lunghezza.

Richiamandomi al lavoro di Emiliani 1950, ritengo opportuno
dare qui di seguito una tabella espositiva delle grandezze descrittive

60

Fig. 15. — Istogramma della distribuzione di frequenza del rapporto tra lar¬
ghezza e lunghezza Y/X di Anisactinella maurensis.

Fig. 16. — Istogramma della distribuzione di frequenza del rapporto tra spessore
e lunghezza Z/X di Anisactinella maurensis.

372 —

Figo 17, — Istogramma della distribuzione di frequenza del rapporto tra spessore
e larghezza Z/Y di Anisactinella maurensis.

TABELLA 1

Valori di adattamento delle distribuzioni di frequenza dei caratteri indicati alla curva
normale di Anisactinella maurensis n, sp.

Caratteri

x'

Gradi di

libertà

Significativo

Lunghezza

7,36

9

no

Larghezza

5,77

10

no 1

Spessore

1,09

7

no

Larghezza/Lunghezza

6,68

12

no

Spessore/Lunghezza

7,66

9

no 1

Spessore/Larghezza

5,34

10

no 1

373 —

TABELLA II

J 'abella di correlazione dei valori di lunghezza e larghezza di Anisactinella

sis n. sp. - f = frequenza.

y\

31-40

S

09-lS

61-70

§

4-

o

2

91-100

o

111-120

¥

T

sa

I

3V40

2

3

1

5

41-50

3

8

lì

51-60

7

6

2

15

61-70

9

23

5

37

71-80

1

16

25

7

49

81-90

3

18

18

7

1

47

91-10C

1

22

21

9

1

54

101-110

2

20

16

7

45

111-120

4

15

10

2

31

121-00

3

5

2

10

131-140

2

2

1

5

141-15C

1

1

2

151-160

1

1

fk

2

6

15

16

44

49

49

52

44

25

7

3

312

TABELLA III

Tabella di correlazione d *i valori di lunghezza e spessore di Anisactinella

sis n. sp. - f = frequenza

2 \

o

X

rò

:41-50

i 51-60

61-70

71-80

81-90

ak

«

~w

"R

i

141-d

h

11-20

2

1

3

21-30

3

6

9

31-40

2

9

8

6

25

41-50

8

33

12

1

54

51-60

35

25

9

4

78

61-70

^2

23

31

10

4

1

70

71-80

I

12

20

9

41

81-90

I

1 '

10

10

2

22

91-100

2

5

2

9

101-flO

1

1

f*

2

6

15

16

44

|49

49 52

44

25

7

3

312

mauren-

mauren-

— 374 —

TABELLA IV

Tabella di correlazione dei valori di larghezza e spessore di Anisactinella mau-

rensis n. sp. - f — ' frequenza.

\y

z \

31-40

41-50

■51-60

1 61-70

71-80

81-90

o

o

Gì

101-110

^11-120

12V130

'S

141-150

151-160

fz

11-20

3

3

21-30

2

5

2

9

31-40

6

11

7

1

25

41-50

2

26

19

7

54

51-60

4

27

27

14

3

3

78

61-70

2

11

30

20

7

70

71-80

2

9

17

11

2

41

81-90

1

4

10

6

1

22

9H00

1

2

4

2

9

10M10

1

1

L

5

11

15

37

49

47

54

45

31

10

5

2

1

312

TABELLA V

Distribuzione di frequenza dei rapporti larghezza/lunghezza (Y/X), spessore/lunghezza
(Z/X) e spessore/larghezza (Z/Y) di Anisactinella maurensis n. sp. - f = frequenza.

Y/X

Z/X

Z/Y

Classi

f

eia

ssi

f

Classi

f

74 -

76

1

44 -

46

1

50

- 52

2

77 -

79

4

47 -

49

4

53

- 55

9

80 -

82

11

50 -

52

11

56

- 58

21

83 -

85

31

53 -

55

26

59

- 61

28

86 -

88

38

56 -

58

29

62

- 64

46

89 -

91

49

59 ■

61

55

65

- 67

47

92 -

94

53

62 -

64

73

68

- 70

58

95 -

97

44

65 -

67

57

71

- 73

48

98 -

100

37

68 -

70

31

74

- 76

30

101 -

103

26

71 -

73

20

77

. 79

13

104 -

106

11

74 -

76

4

80

- 82

3

107 -

109

4

77 ■■

79

1

83

- 85

5

110 -

112

2

86

- 88

2

113 -

115

0

116 -

118

1

160

Fig. 18. — Relazione tra larghezza e lunghezza di Anisactinella maurensis.

Fig. 19. — Relazione tra spessore e lunghezza di Anisactinella maurensis.

TABELLA VI

Studio dei caratteri di Anisactinella maurensis n. sp. nella loro interrelazione,
r = coefficiente di correlazione ; = errore del coefficiente delle equazioni di

regressione.

Y rispetto a X

Z rispetto a X

Z rispetto a Y

= 0,939

r,, = 0,925

ry^ = 0,902

Y = 0,95 X — 1,27

Z = 0,69 X — 6,06

^byx = 0^019

c^bzx = 0^016

— 376 —

della popolazione in esame (Tabb. VII, Vili), utilizzate dal suddetto
Autore ; ciò allo scopo di utili confronti con risultati analoghi ottenuti
in ricerche già fatte o future.

TABELLA VII

Risultati finali dello studio dei caratteri di Anisactinella maurensis n. sp. - i = intervallo
di classe ; £ = frequenza ; X, Y, Z = medie ; a^. errore standard ; cr^ scarto quadratico
medio ; V = coefficiente di variabilità.

Lunghezza

Larghezza

Spessore

h - 10

i, = 10

i. = 10

L = 312

£y = 312

£, = 312

X = 94,58

Y = 88,20

Z = 59,33

V= L23

1,25

a. = 0,93

0-^ = 21,71 ± 0,86

CTy = 22,00 ± 0,17

o'g = 16,5 ± 0,66

V^ = 22,96 ?/o ± 0,92

Vy = 24,90 % ± 0,99

V, = 27,87 % ± 1,11

TABELLA Vili

Risultati finali dello studio degli indici dei caratteri di Anisactinella maurensis n. sp.
M = media ; gli altri simboli sono uguali a quelli della Tab. VII.

Larghezza / lunghezza

Spessor-e/lunghezza

Spessore / larghezza j

1

iy/x = 3

iz/x = 3

i

iz/y =: 3

fy/x = 312

L/x = 312

fz/y = 312

My/x = 93,42

IVL/x - 62,91

Mz/y = 68,89

Gy;x = 6,84

az/x = 5,77

a./y _ 6,69

Vw«= 7,31 %

V.;. = 9,15 %

Vz/y = 9,71 %

Spiriferina fragilis Schloth.

Sono stati esaminati di queste specie 320 esemplari. Le classi delle
distribuzioni sono di I mm per i caratteri (Tabb. X, XI, XII) e di
0,5 per gli indici (Tab. XIII).

— 377

Fig. 20, — Istogramma della distribuzione di frequenza della lunghezza X di
Spiri ferina fragilis.

Fig. 21. — Istogramma della distribuzione di frequenza della larghezza Y di
Spiriferina fragilis.

Gli istogrammi della distribuzione di frequenza della lunghezza
(fig. 20), della larghezza (fig. 21), di Y/X (fig. 23), di Z/X (fig. 24)
e di Z/Y (fig. 25) non si discostano in maniera significativa dalla

— 378 ~

Fig. 22. — Istogramma della distribuzione di frequenza dello spessore Z di
Spiriferina fragilis.

curva normale (Tab. IX) ; se ne discosta in maniera significativa solo
l’istogramma della distribuzione di frequenza dello spessore (fig. 22);
ciò è dovuto probabilmente al fatto che lo spessore della S. fragilis è
la dimensione che più risente delle deformazioni.

È stata studiata anche la correlazione tra i caratteri considerati e
cioè lunghezza e larghezza, lunghezza e spessore, larghezza e spessore
(Tabb. X, XI, XII, XIV), che è, per ogni coppia, molto forte.

Per conoscere Faccrescimento relativo dei vari caratteri sono state
studiate le rette di regressione della Y rispetto alla X, (fig. 26) e della
Z rispetto alla X (fig. 27). Come variabile indipendente è stata scelta
la lunghezza.

— 379 —

Fig. 23. — Istogramma della distribuzione di frequenza del rapporto tra larghezza
e lunghezza Y/X di Spiriferina fragilis.

Fig. 24. — Istogramma della distribuzione dì frequenza del rapporto tra spessore
e lunghezza Z/X di Spiriferma fragilis.

— 380

Fig. 25. — Istogramma della distribuzione di frequenza del rapporto tra spessore
e larghezza Z/Y di Spiriferina fragilis.

TABELLA IX

Valori di adattamento delle distribuzioni di frequenza dei caratteri indicati alla curva
normale di Spiriferina fragilis.

Caratteri

x"

Gradi di

libertà

Significativo

Lunghezza

10,92

12

no

Larghezza

15,21

18

no 1

Spessore

26,65

6

si

Larghezza/ Lunghezza

17,10

16

no

Spessore/Lunghezza

7,45

9

no

Spessore/Larghezza

11,97

9

no j

TABELLA X

Tabella di correlazione dei valori di lunghezza e larghezza di Spiriferina fragilis.

f = frequenza.

X

?

o

in

s

E

o

S

8

K

o

OS

£

o

8

s

101-110

o

w

è

■gn

é

?

5

?

5

T

5

31-40

2

2

41-50

1

1

2

51-60

1

6

2

9

61-70

5

7

2

14

7VM

1

7

7

2

17

81-90

3

8

12

3

26

91-10C

1

5

16

4

1

27

101-110

1

9

15

4

1

1

31

111-120

1

8

13

13

2

2

1

40

12M30

1

5

11

6

3

26

131-14Q

3

6

12

5

2

1

29

141-150

4

5

5

8

1

23

151-ia

1

,7

9

3

3

1

24

161-170

2

3

3

4

1

2

15

171-ia

1

7

3

1

1

13

1B1-«

i

1

1

1

1

4

191-2DC

i

1

1

3

3

2

9

Z3I-210

1

1

1

3

1

1

1

3

221-aO

1

1

SI-M

1

1

2

1

4

12

20

24

48

47

43

39

41

20

12

2

6

1

320

TABELLA XI

Tabella di correlazione dei valori di lunghezza e spessore di Spiriferina fragilis.

f = frequenza.

X

8

2

s

S

m

?

s

8

81-90

91-100

T

o

8

i

I

?

T

i

fi

21-30

1

3

5

2

11

31-40

1

6

7

7

3

24

41-»

1

10

14

22

15

5

2

69

51-60

1

3

23

21

13

13

4

1

79

61-70

10

13

14

17

2

1

1

58

71-ao

1

11

3

14

5

3

1

1

39

81-»

1

6

6

11

4

1

2

31

91-«

1

2

1

3

7

W-110

2

2

h

1

4

12

20

24

48

47

43

39

41

20

12

2

6

1

320

382

TABELLA XII

Tabella di correlazione dei valori di larghezza e spessore di Spiriferina fragilis.

i = frequenza.

X

o

f;

41 50

51 60

|61 70

71 80

o

G)

S

o

o

Si

ionio

111120

121130

131140

141150

151160

161170

171180

181190

191200

201 210

211 220

221 23C

231240

fi

21-30

1

2

6

2

11

31-40

1

3

5

9

2

4

24

41-50

7

8

18

12

13

6

2

2

1

69

51-60

6

10

10

21

9

9

8

4

2

79

61-70

6

8

10

10

5

9

4

4

2

58

71-80

1

2

5

3

4

5

6

5

4

2

2

39

81-90

2

4

4

4

3

4

3

5

1

1

31

91-1 OC

1

1

1

1

1

2

7

101-110

1

1

2

b

2

2

9

14

17

26

27

31

40

26

29

23

24

15

13

4

9

3

3

1

2

320

TABELLA XIII

Distribuzione di frequenza dei rapporti largliezza/lunghezza (Y/X), spessore/lunghezza
(Z/X) e spessore/larghezza (Z/Y) di Spiriferina fragilis • f = frequenza.

Classi

f

Classi

f

Classi

f

91

- 95

2

36

■■ 40

1

31

- 35

i

5

96

- 100

3

41

- 45

2

36

. 40

32

101

- 105

11

46

- 50

10

41

- 45

68

106

- 110

17

51

- 55

35

46

- 50

69

111

- 115

13

56

- 60

62

51

- 55

66

116

- 120

35

61

- 65

58

56

- 60

39

121

- 125

40

66

- 70

55

61

- 65

28

126

- 130

46

71

- 75

51

66

- 70

14

131

- 135

38

76

- 80

29

71

- 75

2

136

- 140

32

81

- 85

11

76

- 80

0

141

- 145

22

86

- 90

4

81

- 85

0

146

- 150

19

91

- 95

2

86

- 90

1

151

- 155

8

i

156

- 160

14

i

161

- 165

8

1

166

- 170

6

171

- 175

3

1

176

- 180

2

1

181

- 185

1

l

1

— 383 —

Fig. 26, — Relazione tra larghezza e lunghezza di Spiriferina fragilis.

Fig. 27,

Relazione tra spessore e lunghezza di Spiriferina fragilis.

— 384

TABELLA XIV

Studio dei caratteri di Spiriferina fragilis nella loro interrelazione - r = coefficiente
di correlazione ; O" b = errore del coefficiente delle equazioni di regressione.

Y rispetto a X

Z rispetto a X

Z rispetto a Y

r^y = 0,884

r.xz = 0,834

= 0,874

Y = 1,29 X + 2,38

Z = 0,54 X + 9,71

^byx = V040

= 0.018

La regressione può considerarsi rettilinea per tutti e due i ca¬
ratteri.

Dallo studio della retta di regressione della larghezza rispetto alla
lunghezza (fig. 26) si deduce che Laccrescimento è debolmente allome-
trico (coeff. 1,29) e positivo cioè la larghezza cresce un po’ più rapida¬
mente della lunghezza.

Per quanto riguarda la retta di regressione dello spessore rispetto
alla lunghezza (fig. 27) l’accrescimento mostra allometria negativa, vale
a dire che lo spessore cresce meno rapidamente della lunghezza.

Anche per questa specie i risultati finali sono riassunti nelle
Tabb. XV e XVI.

TABELLA XV

Risultati finali dello studio dei caratteri di Spiriferina fragilis - i = intervallo di
classe ; f = frequenza ; X, Y, Z = medie ; q,. errore standard ; scarto quadratico
medio; V = coefficiente di variabilità.

Lunghezza

Larghezza

Spessore

ix = 10

iy = 10

L = lo

V = 320

fy = 320

L = 320

X = 92,25

Y = 122,03

Z = 59,16

a— = 1,44

ay-= 2,15

a^= 0,84

0-^ = 25,80 ± 1,02

cTy = 38,41 + 1,52

(7^ = 15,00 ± 0,59

V^ = 27,8% ± 1,10

Vy = 31,38% ± 1,24

V^ = 25,35% ± 1,00

__ 385 —

TABELLA XVI

Risultati finali dello studio degli indici dei caratteri di Siriferina fragilis - M = media ;
gli altri simboli sono uguali a quelli della Tab. XV.

Larghezza / lunghezza

Spessore / lunghezza

Spessore / larghezza

ÌK/y = 5

i.,x = 5

; i^/y = 5

fx/y = 320

fz/x = 320

o

CO

1!

«UH

Mx/y = 131,87

Mzx - 65,76

Mz/y = 50,86

t-O

II

D

a/,x = 9,50

cr.,y = 8,75

Y./y = 12,70 %

Vz/x = 14,44 %

Fz/y = 17,20 %

Sono stati confrontati i dati ottenuti con quelli di Kirchner
(1934), per quanto riguarda la Spiriferina fragilis.

Vi sono però dei limiti riguardo a questo confronto, F Autore
misura infatti valve isolate e trova limiti estremi differenti per la
misura della larghezza nella grande e nella piceola valva, valore che
dovrebbe invece essere uguale, fi campione studiato dall’ Autore, se¬
condo le sue stesse deduzioni, non può essere considerato come rap¬
presentativo di tutta la popolazione.

Comunque per i valori della grande valva che sono confrontabili
con quelli degli esemplari esaminati nella presente indagine si ha :

Lunghezza tra 2,6 e 11,6 e tra 16,7 e 24,6 mm,
moda 7

Esemplari di Kirchner Larghezza tra 3 21,2 e tra 26 e 36,5 mm,

moda 11,5 e 17,5

Indice lunghezza/larghezza tra 1 : 1,27 e 1 ; 2,36,
moda 1 : 1,7

Lunghezza tra 3,0 e 16,2 mm, moda 7,74
Esemplari della Larghezza tra 3,6 e 23,1 mm, moda 11,44

Pietra Maura Indice lunghezza/larghezza tra 1 : 0,94 e 1 : 1,85,

moda 1 : 1,32

Con tutti i limiti di questo confronto, tenendo eonto ehe nella
fauna studiata dall’Autore vi sono esemplari molto grandi che non hanno
termini di passaggio ai più piccoli, cosa che nella mia fauna non
accade, mi sembra che i dati concordino abbastanza.

25

— 386 —

Ringraziamenti. — Ringrazio la Prof. Angiola Maria Maccagno, Direttore
deiristituto di Paleontologia delFUniversità di Napoli, e la Prof. Maria Mon-
CHARMONT Zei per i consigli di cui mi sono state prodighe durante tutto
lo studio della fauna e per la lettura critica del lavoro. Desidero anche esprimere la
mia gratitudine, per l’invio di olotipi e topotipi di alcune specie citate nel presente
lavoro al Dr. K. W. Barthel del Bayerische Staatssamlung di Monaco di Baviera;
al Dr. Heinz Kollman del Naturhistorisches Museum di Vienna; al Dr. Reinhart
Kraatz dell’Istituto di Geologia e Paleontologia dell’Università di Heidelberg e al
Dr. Prof, Rudolf Sieber del Geologische Bundesanstalt di Vienna,

Un ringraziamento particolare rivolgo ancora al Dr, Antonio Mango, assistente
di Statistica all’Istituto Universitario Navale di Napoli, per la revisione dei procedi¬
menti di statistica applicata nello studio di variabilità delle specie studiate.

Desidero dimostrare la mia gratitudine al collega ed amico Paolo Scandone, del¬
l’Istituto di Geologia dell’Università di Napoli, per la segnalazione delle forme studiate
e le preziose informazioni sulle situazioni stratigrafiche e geologiche ad esse relative.

Istituto di Paleontologia dell’ Università di Napoli, giugno 1968.

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TAVOLA l

Fig. 1.

Fig. 2.

Fig. 3.

Fig. 4.
Fig. 5.

Fig. 6.

— Anisactinella maurensis n. sp. Esemplare no. 2; la piccola valva; Ib gran¬
de valva; le fronte.

— Anisactinella maurensis n. sp. Esemplare no. 4; 2a piccola valva; 2b gran¬
de valva ; 2c fronte.

— Anisactinella maurensis n. sp. Esemplare no. 272 olotipo; 3a piccola valva;
3b grande valva ; 3c fronte ; 3d lato.

— Anisactinella maurensis n. sp. Esemplare no. 5; 4a piccola valva; 4b fronte.

— Anisactinella maurensis n. sp. Esemplare no. 273; 5a piccola valva;
5b grande valva ; 5c fronte.

— Anisactinella maurensis n. sp. Esemplare no. 715; piccola valva.

N. B. - Per tutte le figure l’ingrandimento è x 2,5.

Boll. Soc. Nat. in Napoli, 1968,

Taddei Ruggiero E. - Brachiopodi trias¬
sici della Pietra Maura, ecc, - Tav, I,

TAVOLA II

Fig. 1. — Anisactinella maurensis n. sp. Esemplare no. 271; la piccola valva;

Ib grande valva ; le fianco.

Fig. 2. — Anisactinella maurensis n. sp. Esemplare no. 303 ; 2a piccola valva ;

2b grande valva ; 2c zona cardinale. Notare il foramen rotondo.

Fig. 3. — Anisactinella maurensis n. sp. Esemplare no. 313; 3a piccola valva;

3b grande valva.

Fig. 4 — Anisactinella maurensis n. sp. Esemplare no. 306; 4a piccola valva;

4b grande valva.

Fig. 5. — Anisactinella maurensis n. sp. Esemplare no. 305; 5a piccola valva;

5b grande valva.

Fig. 6 — Anisactinella maurensis n. sp. Particolare del brachidio messo in evi¬

denza dalFerosione.

Fig. 7. — Anisactinella maurensis n. sp. Particolare della zona cardinale in una

valva isolata.

Fig. 8. — Retzia sp. Esemplare no. 699 ; 8a piccola valva ; 8b grande valva.
Fig. 9. — Retzia sp. Esemplare no. 697; 9a piccola valva; 9b grande valva.
Fig. 10. — Retzia cfr. scìiwageri. Esemplare no. 695 ; Grande valva.

N. B. - Per tutte le figure Fingrandimento è x 2,5.

Boll. Soc. Nat. in Napoli, 1968. Taddei Ruggiero E. - Brachiopodi trias¬

sici della Pietra Maura, ecc. - Tav. IL

Fig. 1.

Fig. 2.

Fig. 3.

Fig. 4.
Fig. 5.

Fig. 6.

Fig. 7.

TAVOLA III

— Pentactinella scandonei n. sp. Esemplare no. 677 (8 coste); la piccola
valva ; Ib grande valva.

— Pentactinella scandonei n. sp. Esemplare no. 683 (10 coste); 2a piccola
valva ; 2b grande valva.

— Pentactinella scandonei n. sp. olotipo. Esemplare no. 720 olotipo (15 coste);
3a piccola valva ; 3b grande valva.

— Pentactinella scandonei n. sp. Esemplare no. 721 (10 coste); piccola valva.

— Pentactinella scandonei n. sp. Esemplare no. 685 (Il coste); 5a piccola
valva ; 5b grande valva.

— Pentactinella scandonei n. sp. Esemplare no. 689 (16 coste); 6a piccola
valva ; 6b grande valva.

— Pentactinella scandonei n. sp. Esemplare no. 686 (13 coste); 7a piccola
valva ; 7b grande valva.

N. B. - Per tutte le figure Tingrandimento è x 2,5.

Boll, Soc, Nat. in Napoli, 1968.

Taddei Ruggiero E. - Brachiopodi trias¬
sici della Pietra Maura, ecc. - Tav, III.

TAVOLA IV

Fig. 1.

Fig. 2.

Fig. 3.
Fig= 4.
Fig. 5.
Fig. 6.
Fig. 7.

Fig. 8.

Fig. 9.
Fig. 10.

Fig. 11.
Fig. 12.

Fig. 13.

Pentactinella scandonei n. sp. Esemplare no. 671 (6 coste); la piccola
valva ; Ib grande valva.

Pentactinella scandonei n. sp. Esemplare no. 667 (6 coste); 2a piccola
valva ; 2b grande valva.

Pentactinella scandonei n. sp. Esemplare no. 674 (7 coste); piccola valva.

Pentactinella scandonei n. sp. Esemplare no. 684 (11 coste); piccola valva.

Pentactinella scandonei n. sp. Esemplare no. 669 (6 coste); grande valva.

Pentactinella scandonei n. sp. Esemplare no. 670 (6 coste); piccola valva.

Pentactinella multicostata (Klipst.); 7a piccola valva; 7b grande valva;
prov. S. Cassiano; collocaz. Naturli. Museum Wien.

Pentactinella multicostata (Klipst.); 8a piccola valva; 8b grande valva;
originale di Laube 1865, Tav. XII, fig. 5 ; Bittner 1890, Tav. II, fig. 27 ;

prov. S. Cassiano; collocaz. Naturh Museum Wien.

Pentactinella multicostata (Klipst.); grande valva; originale di Bittner
1890, II, fig. 28; prov. S. Cassiano; collocaz. Naturh. Museum Wien.

Pentactinella multicostata (Klipst.); lOa piccola valva; lOb grande
valva; originale di Bittner 1890, Tav. II, fig. 25; prov. S. Cassiano;

collocaz. Naturh. Museum Wien.

Pentactinella quinquecostata (Munst.); Ila piccola valva; llb grande

valva; prov. S. Cassiano; collocaz. Naturh. Museum Wien (1865 No. 222).

Pentactinella quinquecostata (Munst.); 12a piccola valva; 12b grande

valva; originale di Laube 1865, Tav. XII, fig. 7; prov. S. Cassiano;

collocaz. Naturh. Museum Wien (IX, 109).

Pentactinella quinquecostata (Munst.); grande valva; originale di Bittner
1890, Tav. II, fig. 24; prov. S. Cassiano; collocaz. Naturh. Museum Wien

( 1886, X, 57).

N. B. - Per tutte le figure Fingrandimento è x 2,5.

Boll. Soc. Nat. in Napoli, 1968.

Taddei Ruggiero E. - Brachiopodi trias¬
sici della Pietra Maura, ecc. - Tav. IV.

TAVOLA V

Fig. L

Fig. 2,
Fig. 3,

Fig. 4.

Fig. 5.

Fig. 6.

Fig. 7.
Fig. 8.

— Spiriferina fragilis ScHLOTH. Esemplare no. 711; la piccola valva;
Ib grande valva.

— Spiriferina fragilis Schloth. Esemplare no, 644; grande valva.

— Sperif Brina fragilis Schloth. Esemplare no. 584; 3a area; 3b grande
valva ; 3e piccola valva.

— Spiriferina fragilis Schloth. Esemplare no. 509 ; 4a piccola valva : notare
il forameli triangolare ; 4b grande valva.

Spiriferina
5b grande

fragilis
valva ;

Schloth. Esemplare
5c fronte.

no. 646 ;

5a

piccola valva ;

Spiriferina

fragilis

Schloth. Esemplare

no. 585 ;

6a

piccola valva ;

6b grande valva.

— Spiriferina fragilis Schloth. Esemplare no. 395 ; piccola valva.

— Spiriferina fragilis Schloth. Esemplare no, 501; 8a area; 8b piccola

valva ; 8c grande valva ; 8d fronte.

N. B. - Per tutte le figure l’ingrandimento è x 2,5.

Boll. Soc. Nat, in Napoli, 1968,

Taddei Rugciero e. - Brachiopodi trias¬
sici della Pietra Maura, ecc. - Tav, V.

TAVOLA VI

Fig.

1.

— Spiriferina

fragilis

ScHLOTH.

Esemplare

no. 645 ;

la

piccola

valva ;

Ib grande

valva ;

le fronte.

Fig.

2.

— Spiriferina

fragilis

ScHLOTH.

Esemplare

no. 365 ;

2a

piccola

valva ;

2b grande

valva.

Fig.

3.

— Spiriferina

fragilis

ScHLOTH.

Esemplare

no. 430 ;

3a

piccola

valva ;

3b grande

valva ;

3c fronte.

N. B. — Per tutte le figure l’ingrandimento è x 2,5.

Boll. Soc. Nat. in Napoli, 1968.

Taddei Ruggiero E. - Brachiopodi trias¬
sici della Pietra Maura, ecc. - Tav. VI.

-

Boll. Soc. Natur. i/i Napoli

voi 77, 1968, pp. 393-413, 7 figg., 5 tahh.

Coatributo allo studio dei mosaici calcitici
riempienti le cavità della diagenesi precoce
di alcune rocce carbonatiche cretaciche
deir Appennino meridionale

Nota del Socio PIO DI GIROLAMO
(Tornata del 20 dicembre 1968)

Riassunto. — Ai fini della distinzione dei mosaici calcitici di deposizione chimica
da quelli di ricristallizzazione nella diagenesi delle rocce carbonatiche viene preso in
considerazione il criterio delle giunzioni triple con angolo uguale a 180° (Bathukst,
1964) stabilito per le cavità da dissoluzione dei gusci di molluschi. Questo criterio
viene applicato alle cavità di disseccamento presenti nella piattaforma carbonatica
mesozoica delF Appennino centro-meridionale.

Si studiano i fattori che influenzano le percentuali di tali giunzioni triple ; essi
sembrano essere s forma dei cristalli, dimensioni dei cristalli, dimensioni delle cavità.

Le osservazioni sono state eseguite su sezioni sottili sia al microscopio per minera¬
logia che col Tavolo di Fedoroff" e su pellicole alFacetato di cellulosa (peels).

Abstract. — Triple junctions with angles of 180° (« enfacial junctions ») in
calcite mosaics bave been studied in some cretaceous carbonate rocks from Southern
Appennines. Bathurst (1964) werked out this criterion to distinguish drusy mosaics
from recristallization ones in molluscan shells.

In this paper thè Bathurst’s observations have been extended to dessiccation
cavity Chemical fillings and thè factors influencing thè percentages of enfacial
junctions have been investigated ; they seems to bei crystal form and size and
cavity dimentions.

The observations have been carried out on peels and thin sections using for thè
latter both mineralogie microscope and universal stage.

— 394 —

1. PREMESSA, SCOPO DEL LAVORO, PIANO DEL LAVORO

Lo studio dei sedimenti carbonatici è stato particolarmente appro¬
fondito negli ultimi anni per la molteplicità degli interessi connessi con
questi terreni (interpretazioni ambientali, ricerche paleoecologiche ecc.) ;
in particolare appare di notevole interesse lo studio dei fenomeni legati
alla diagenesi precoce in quanto questi consentono di avere utili infor¬
mazioni sui sedimenti quando essi sono ancora in rapporti più o meno
stretti con l’ambiente di sedimentazione.

Fra i criteri più promettenti sono quelli basati sullo studio delle
cavità presenti non solo all’atto della sedimentazione (vari tipi di cavità
intergr anulari), ma anche di quelle formatesi per i processi fisici e/o
chimici provocati da fenomeni diagenetici verificatisi immediatamente
dopo la sedimentazione stessa. Queste cavità sono dovute essenzialmente
a due fondamentali processi : fisici ( disidratazione ed eventuale costipa¬
mento) e chimici cioè dissoluzione delle strutture organiche o dei granuli
costituiti da carbonati instabili ( aragonite e calcite ad alto contenuto
di magnesio). Il riconoscimento di queste strutture in sedimenti sublit-
torali consente delle interessanti considerazioni paleoambientali.

Il riempimento di queste cavità può avvenire con modalità molto
varie a seconda del prevalere di un sedimento interno di origine a mec¬
canica )) o di origine chimica o daU’alternarsi di entrambi.

Tuttavia non sempre è possibile riconoscere con certezza nelle
plaghe di spatite presenti in un sedimento calcareo la calcite costituente
il riempimento di una cavità ( intergranulare o diagenetica) da quella
derivante da processi di ricristallizzazione, soprattutto quando le cavità
sono di piccole dimensioni.

Scopo di questo lavoro è quello di apportare un contributo al pro¬
blema della distinzione tra mosaici da ricristallizzazione e mosaici da
deposizione chimica.

Sono state studiate, in sezione sottile, al microscopio per minera¬
logia e col Tavolo di Fedoroff, le strutture dei mosaici calcitici presenti
nelle cavità formatesi per disseccamento nella diagenesi precoce dei
sedimenti carbonatici, parallelizzandole con quelle presenti nelle cavità
derivate dalla dissoluzione dell’aragonite nei gusci dei molluschi (Ba-
THURST, 1964). Lo studio è stato integrato da osservazioni eseguite su
pellicole all’acetato di cellulosa (peels).

In particolare sono stati presi in considerazione alcuni tipi di cavità
postdeposizionali dovuti a fenomeni chimici, fisici o ad entrambe le

— 395 —

cause e cioè : a) cavità di disseccamento condromorfe, b) cavità di dissec¬
camento trapezomorfe. Tali cavità erano già state rinvenute e descritte
nelle facies littorali della piattaforma carbonatica mesozoica dell’ Appen¬
nino centro-meridionale (D’Argenio, 1966). Si sono pure studiate pic¬
cole cavità da fratture. Inoltre sono state studiate (c) cavità da dissolu¬
zione di gusci di molluschi, dissoluzione che sembra avvenire durante
fasi di emersione dei sedimenti in presenza di acque dolci o comunque
di bassa salinità (Bathurst, 1964; Frìedman, 1964; Ginsburg, 1957).

2. PRECEDENTI CONOSCENZE
2. 1. Cavità nei sedimenti

Nel corso della litogenesi delle rocce carbonatiche si possono for¬
mare diversi tipi di cavità le cui caratteristiche, assieme allo studio del
riempimento che in genere le occlude, permettono di individuare i
tempi della loro formazione, fornendo spesso elementi per la ricostru¬
zione dell’ambiente sedimentario e diagenetico.

a) cavità condromorfe (*)

Queste cavità sono di forma subsferica irregolare (fig. 1) e di
dimensioni che variano da alcuni decimi di millimetro a qualche milli¬
metro, sono tendenzialmente allungate e allineate in genere su piani
subparalleli alla stratificazione. Si ritiene che la loro origine sia
dovuta ad emersione temporanea dei sedimenti e sono riempite da gra¬
nuli derivati da rimaneggiamento intraformazionale del sedimento già
deposto ( intraclasti) o da calcite spatica.

b) cavità trapezomorfe (*)

Si tratta di cavità di forma tabulare a volte con tendenza lenticolare
che giacciono, come le precedenti, su piani in genere paralleli alla
stratificazione. Tali cavità si ritengono derivate dalle condromorfe per
fusione di queste e sono considerate una conseguenza di più prolungata
emersione e disidratazione più intensa dei sedimenti (D’Argenio, 1966)
nelle varie fasi della diagenesi precoce. Le loro dimensioni sono in
genere chiaramente macroscopiche e alquanto variabili ; l’altezza è

('*') Cfr. D’Argenio, 1966,

— 396 —

compresa fra qualche millimetro e 1»4 centimetri, la lunghezza fra
pochi millimetri e parecchi centimetri.

Il riempimento di tali cavità è in genere complesso.

Si deve inoltre aggiungere che spesso si hanno cavità prismatiche
in relazione ai due tipi già descritti; queste ultime cavità sono subverti¬
cali, mettono spesso in comunicazione le cavità condromorfe con le trape-
zomorfe e possono arrivare fino alla superficie degli strati, dando origine
alle tipiche fessure di disseccamento ( mud cracks o sun cracks o
impronte di disseccamento).

c) cavità da dissoluzione dei gusci di molluschi

La calcite presente nei gusci aragonitici di molluschi (in particolare
gusci di gasteropodi e endostraco di molti lamellibranchi) può derivare
da trasformazione aragonite — > calcite allo stato solido oppure da un
processo di dissoluzione dell’aragonite e deposizione di calcite. In questo
secondo caso si ha un periodo di vacuità, precedente alla deposizione
della calcite, dimostrato, ad esempio, da deformazioni meccaniche e
spostamenti in seno aìTinvolucro micritico della cavità (Bathurst,
1964). Le strutture e i mosaici calcitici saranno descritti in seguito.

2. 2. Modalità del riempimento dei vari tipi di cavità.

a) cavità condromorfe e trapezomorfe

Le strutture di disseccamento ( cavità condromorfe, trapezomorfe,
prismatiche) sono presenti nelle facies littorali e sopralittorali nella
piattaforma carbonatica mesozoica dell’ Appennino centro-meridionale. In
particolare sono state studiate (D’Argenio, 1966) le varie fasi del
disseccamento e le modalità di riempimento delle cavità che ne conse¬
guono nei sedimenti del Cretacico inferiore ( Aptiano-Albiano).

La genesi di queste strutture ha iniziato nell’interno del sedimento
prima con cavità condromorfe, poi trapezomorfe e, infine, cavità prisma¬
tiche che possono mettere in comunicazione i primi due tipi e, col
proseguire della disidratazione, raggiungono la superficie formando le
cavità di disseccamento prismatiche.

Il riempimento è in genere formato da più generazioni di spatite,
dapprima torbida e via via sempre più limpida verso l’interno della
cavità, ed è complicato talora dal crollo di una parte della volta della
cavità stessa.

— 397 —

In alcuni casi una inondazione successiva depone nelle cavità
materiale micritico impuro il quale si alterna in vario modo con le
generazioni di spatite prima descritte.

b) cavità da dissoluzione dei gusci di molluschi

L’aragonite, instabile a contatto di acque dolci, viene disciolta
lasciando delle cavità (Bathurst, 1964; Friedman, 1964). Le varie
fasi di dissoluzione e deposizione sono state studiate inizialmente in sedi¬
menti carbonatici del Carbonifero e Giurassico deH’Inghilterra e U.S.A.
(Bathurst, 1964).

Dopo la formazione delle cavità si ha spesso il crollo deìVinviluppo
micritico del guscio dovuto alle alghe perforanti sotto il peso sovrincom¬
bente ; un primo stadio del riempimento porta al tappezzamento parziale
con calcite torbida a cui seguono poi generazioni di cristalli di dimen¬
sioni man mano più grosse verso il centro.

Spesso questi cristalli più grossi sono euedrali nella parte media e
subedrali al centro (fig. 4); gli intervalli di tempo fra i primi e gli ulti¬
mi stadi del riempimento sono pure suggeriti da diiferenze nelle impu¬
rezze delle soluzioni e, in particolare, molte sezioni osservate nel presente
lavoro mostrano cristalli più grossi e limpidi nelle zone centrali della
cavità.

Soprattutto in alcuni campioni di cavità da dissoluzione di gusci
di gasteropodi e cavità trapezomorfe ( figg. 4 e 2) sono state osservate
variazioni di forme alquanto simili nelle varie tappe del riempimento.

2. 3. Distinzione fra calcite da deposizione chimica e calcite

DA RICRISTALLIZZAZIONE.

Per lo studio dei processi diagenetici che trasformarono il sedimento
originario in una roccia calcarea è di grande interesse la distinzione
della calcite di deposizione chimica da quella di ricristallizzazione. La
prima è dovuta a carbonato di calcio precipitato e riempiente vuoti
nelle rocce sedimentarie e rientra nei processi di cementazione ; oltre che
da calcite il riempimento può essere dato a volte anche da dolomite, anidri-
te o silice. In particolare i vuoti possono essere rappresentati, oltre che da
fratture, dalle cavità di disseccamento e di dissoluzione prima descritte.

La ricristallizzazione si manifesta con accrescimento dei cristalli
più piccoli che formano un mosaico gradualmente più grossolano. Si
ritiene che questo accrescimento derivi (Bathurst, 1958, 1959) in

-- 398 -

parte da variazioni di tensione elastica fra cristalli vicini ; inoltre po¬
trebbe derivare dalla tensione superficiale nei cristalli del mosaico, qui
i cristalli piccoli sono più solubili dei grandi per la loro maggiore
tensione superficiale e in tal modo un deposito a grana fine può acqui¬
stare dimensioni maggiori. Per analogia con quanto avviene nei liquidi
quest’ultimo processo potrebbe essere denominato « coalescenza in solido »
( Bosellini, 1964).

Sono stati proposti (Bathurst, 1958, 1959; Stauffer, 1962) al¬
cuni criteri microscopici per distinguere le due diverse genesi di mosaici
calcitici ; per i due tipi si hanno criteri indicativi e criteri secondari
solo orientativi.

Alcuni fra i criteri indicativi di calcite spatica derivata da deposi¬
zione chimica sono : aumento delle dimensioni allontanandosi dalla parete
della cavità, orientazione dell’asse ottico e del maggiore allungamento
(cristalli a a palizzata ») normalmente alle pareti, margini netti e piani
fra i cristalli. Fra i criteri orientativi si ha: granuli arrotondati, cri¬
stalli senza inclusioni, mosaico che riempie cavità di evidente natura.

Fra i criteri indicativi per il riconoscimento di calcite spatica di
ricristallizzazione si ha : grandezza irregolare dei granuli formanti il
mosaico senza variazione sistematica, interruzione da parte del mosaico
calcitico di strutture preesistenti, « spettri » di granuli, limiti dei cri¬
stalli curvi, dentati o genericamente irregolari. Alcuni fra i criteri orien¬
tativi sono : passaggio sfumato tra mosaico e micrite, chiazze irregolari
della calcite spatica nella micrite e vieeversa.

Più recentemente (Bathurst, 1964), per la sostituzione calcite-
-aragonite nelle pareti delle conchiglie di molluschi, è stato proposto un
nuovo criterio di riconoscimento al microscopio : nelle giunzioni fra tre
cristalli di calcite (enfacial junction) si può avere uno di tali angoli
uguale a 180° (figg- 3 e 5) ; nelle druse derivate da riempimento di
cavità per dissoluzione-deposizione le giunzioni con tale angolo sono più
della metà delle giunzioni triple totali, nella ricristallizzazione allo stato
solido (ricristallizzazione in situ) tali giunzioni caratteristiche sono meno
del 5%.

— 399 —

3. OSSERVAZIONI E DISCUSSIONE DEI RISULTATI
3, 1. Osservazioni al microscopio mineralogico.

I dati del Bathurst (1964) si riferiscono prevalentemente ai mo¬
saici cristallini delle cavità dei gusci di molluschi. Lo studio eseguito
è stato rivolto ad osservare quali variazioni era possibile rinvenire nelle
percentuali di giunzioni triple con angolo uguale a 180° presenti nei
mosaici di drusa riempienti vari tipi di cavità postdeposizionali.

In particolare, come si è già accennato, le misure sono state ese¬
guite su cavità di disseccamento e cavità di dissoluzione di gusci con
Fausilio del microscopio mineralogico e del Tavolo di Fedoroff.

Che la spatite studiata costituisca dei mosaici di drusa è confer¬
mato dalle caratteristiche delle cavità che la ospitano. Queste cavità in¬
fatti appaiono chiaramente dovute a fenomeni totalmente o parzialmente
postsedimentari. Inoltre in tali mosaici trovano conferma molti dei cri¬
teri indicativi e orientativi prima descritti.

Le osservazioni sono state eseguite su sezioni sottili e peels (ingran¬
dimenti compresi fra 50 e 400x).

I campioni provengono dalle seguenti località dell’ Appennino
campano :

1 " Monte Camposauro, Cretacico inferiore ( a calcari listati » -
D’Argenio, 1967).

2 - Monte Camposauro. Cretacico superiore ( « calcari ad acteo-

nidi »).

3 - Monte Maggiore. Cretacico superiore (a W dell’abitato di
Dragoni),

4 - Monte Vesole. Paleocene («formazione di Trentinara »).

Le cavità condromorfe provengono dalla località 1 ; le trapezomorfe
provengono dalle località 1 e 3 ; le cavità da dissoluzione dei gusci di
molluschi provengono dalle località 2, 3, 4,

a) cavità condromorfe.

Tali cavità sono sub sferoidali o allungate; la roccia è una arenile
biointraclastica ; i granuli sono di dimensioni inferiori a quelle delle
cavità e tale fatto fa escludere che queste cavità siano inter granulari.

400

Al microscopio ( fig. 1) è possibile osservare che le dimensioni di
tali cavità condromorfe vanno dai decimi di millimetri a 1-2 millimetri;
nella direzione lunga possono raggiungere mm. 2-4. Sulle pareti mi¬
critiche il mosaico è in cristalli di spatite di piccole dimensioni; a forte
ingrandimento tali cristalli sono da subedrali ad anedrali, a volte torbidi
e l’estinzione, poco apprezzabile, non sembra del tutto contemporanea
nei singoli cristalli.

Fig. 1, . — Monte Camposauro. Cretacico inferiore, (c calcari listati ». Cavità condro-
morfa. Si notino due generazioni di spatite con aumento delle dimensioni e della
limpidezza dei cristalli verso Finterno della cavità. Solo polarizzatore, 80 x .

Verso il centro i cristalli sono limpidi, aumentano di dimensioni,
hanno tendenza subedraie-euedrale, contatti netti ed estinzione uniforme
nel singolo cristallo (para-axial mosaic, Bathurst, 1964); questi ca¬
ratteri sono presenti anche nei mosaici delle cavità descritte più oltre.
Le dimensioni dei cristalli delia parte centrale variano alquanto e, a
volte, la loro grandezza è direttamente proporzionale alle dimensioni
delle cavità. Sono poco diffuse le forme allungate.

Le misure eseguite sono riportate in tab. L

401

TABELLA I

Giunzioni triple nei mosaici calcitici delle cavità di disseccamento condromorfe
(diametro medio mm. 1-2) (712 misure)

N um«r'(> d'ell>e
giunzioni triple
con angolo =180°

Nuin-erO' delle
giunzioni triple
con angoli<7l80°

% delie giunzioni
triple con ango¬
lo = 180°

Note e dimensioni relative
al diametro della cavità

16

23

41.0

spatite <^1:8 del diametro

10

20

33.3

spatite piccola preso le pareti

11

13

45.8

spatite -<^1:5

11

18

37.0

spatite piccola preso le pareti

18

16

52.9

spatite = 1:5

24

35

40.7

spatite piccola preso le pareti

17

22

43.6

spatite = 1:4

14

26

35.0

spatite piccola preso le pareti

31

31

50.0

spatite = 1:4

38

57

40.0

spatite piccola preso le pareti

23

41

37.9

spatite = 1 : 15 presso le pa¬
reti

30

43

41.1

1 : 15, cavità solo con spatite
piccola

15

17

46.9

spatite = 1:6

18

20

47.4

spatite = 1:4

25

27

48.1

spatite = 1:3

In questa tabella si nota complessivamente una buona conferma del
criterio di Bathurst; il numero delle giunzioni triple con uno degli
angoli — 180^ è molto alto, arrivando a circa il 53% delle giunzioni
triple totali. Si possono fare le seguenti osservazioni :

1) Le percentuali delle giunzioni triple con angolo = 180° sono
direttamente proporzionali alle dimensioni dei cristalli ; in particolare
nella spatite costituita da cristalli di piccole dimensioni a ridosso delle
pareti di una stessa cavità (cristalli delle prime fasi del riempimento)
si hanno valori minimi del 33%, tale valore arriva al 53% nei cristalli
più grossi verso il centro.

2) Le percentuali basse di giunzioni caratteristiche non sembrano
una conseguenza di fasi del riempimento (e quindi di probabile varia-

26

— 402 ■—

zioni del chimismo nelle soluzioni) ma possono derivare, come si è detto,
solo dalle dimensioni dei cristalli : infatti tali percentuali mediamente
basse si riscontrano anche nei cristalli piccoli, più o meno limpidi,
riempienti totalmente alcune cavità.

Si può dedurre che l’alta percentuale generale di giunzioni triple
con angolo =180° è solo una conseguenza della deposizione chimica
del mosaico come osservato da Bathurst (1964); essa non sembra
influenzata, con le osservazioni fino ad ora eseguite, da eventuali varia¬
zioni nel chimismo delle soluzioni sature di carbonato di calcio bensì
solo dalle dimensioni dei cristalli.

Nei cristalli più piccoli immediatamente a ridosso della micrite non

si può escludere una genesi per ricristallizzazione a spese della micrite
stessa.

Un’interessante osservazione che riguarda i singoli cristalli è la
presenza, in molti individui, di un’accentuata anomalia ottica ; questi
infatti si presentano chiaramente biassici con 2 V piccolo, ma che rag¬
giunge spesso i 10°. A volte la figura di interferenza Massica appare
smembrata ; la birifrazione è negativa, i cristalli mostrano sfaldatura
romboedrica e geminazioni polisintetiche lamellari tipiche della calcite.
In assenza di studi più approfonditi si può ipotizzare che tale anomalia
sia una conseguenza di deformazioni meccaniche particolari connesse
con gli eventi tettonici che hanno interessato la piattaforma carbonatica
mesozoica durante l’orogenesi appenninica ; a volte qualche cristallo ap¬
pare lievemente incurvato.

b) cavità trapezomorfe.

Le cavità trapezomorfe osservate hanno larghezza fino a mezzo cen¬
timetro e lunghezza massima di parecchi centimetri ; esse si sviluppano
in rocce analoghe a quelle contenenti le cavità condromorfe.

Più interessante è, in queste cavità, la tessitura del mosaico cal-
citico che può essere diviso in tre parti ( fig. 2) : sulle pareti inizia, al
solito, una prima generazione di cristalli piccoli subedrali-anedrali, si
hanno poi cristalli grossi ad abito allungato più o meno ortogonale
alle pareti delle cavità ; tali cristalli terminano spesso a punta ( « cri¬
stalli a palizzata »), sono euedrali e possono giungere fino a 1 : 3 della
larghezza della cavità.

Si hanno infine cristalli alquanto grossi, subedrali, che occludono
la cavità. Non sempre si ha questa successione netta; la limpidezza
aumenta dalle pareti al centro della cavità, come è già noto, ed è inte¬
ressante notare che spesso lo stesso cristallo ( tra quelli a palizzata)

8*"'

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i'.'^

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L.„

Fig. 2. — Monte Camposauro. Cretacico inferiore, « calcari listati )). Cavità trapezo-
morfa. È possibile osservare 3 generazioni di cristalli costituenti il mosaico occlu¬
dente la cavità : sulle pareti della cavità si ha spatite di piccole dimensioni,
verso il centro grandi cristalli a palizzata ed infine cristalli subedrali più limpidi.
Nicols + , 13 X .

Fig. 3. — Particolare dalla fig. 2 (parte centrale della cavità). La freccia indica
una delle giunzioni triple con angolo = 180° (enfancial junction). Nicols + ,

50 X .

— 404 —

inizia torbido e termina limpido. A volte Focclusione finale è data da
sedimento micritico argilloso rossastro e si può notare in qualche cam¬
pione alternanza di riempimento micrite-spatite limpida.

Le misure delle giunzioni triple sono riportate in tab. IL

TABELLA II

Giunzioni triple nei mosaici delle cavità di disseccamento trapezomorfe (310 misure)

Numero delle
giunzioni triple
con angolo = 180°

NunierO' delle
giunzioni triple
con angoli<^180°

% delle giunzioni
triple con ango¬
lo = 180°

Note e dimensioni relative

17

14

54.8

spatite a palizzata

22

33

40.8

spatite piccola presso le pareti

22

20

52.4

spatite a palizzata

19

18

51.4

idem

8

Q

47.0

spatite più interna

12

17

41.4

spatite piccola presso le pareti

18

23

43.9

spatite più interna

11

13

45.8

idem

16

18

47.1

idem

Il num.ero delle giunzioni triple con angolo =180° è abbastanza
grande essendo fra 41 e 55% delle giunzioni triple totali, I cristalli
piccoli della prima fase di riempimento, presso la parete della cavità
e più o meno anedrali, hanno il valore più basso di giunzioni triple
caratteristiche (41%), questo raggiunge il massimo nei cristalli, euedrali,
a palizzata (51-55%) e diminuisce leggermente nei cristalli subedrali
(fig. 3) della parte centrale (44-47%).

Ciò conferma il criterio di Bathurst (1964); anche qui il fat¬
tore che influenza le percentuali delle giunzioni triple con angolo uguale
a 180° sembra essere la dimensione dei cristalli unito alla loro maggiore
o minore euedralità.

Vedremo in seguito che le orientazioni dei cristalli a palizzata
hanno la direzione di maggiore allungamento ( asse singolare di sim¬
metria) tendenzialmente ortogonale alle pareti delle cavità.

Anche in queste cavità si notano cristalli di calcite con anomalia
ottica.

— 405 —

c) cavità da dissoluzione dei gusci di molluschi.

Sono state studiate sezioni di gasteropodi interi o in frammenti e
qualche lamellibranco, essi sono contenuti in genere in micrite bioin-
traclastica. A volte è conservato V inviluppo micritico dei gusci che in
qualche punto mostra fenomeni di collasso interno (Bathurst, 1964).
Si nota il solito aumento di dimensioni dei cristalli verso il centro delle
cavità e il mosaico parassiale.

Spesso lungo le sezioni perpendicolari alla cavità lasciata dalla parete
del guscio dei gasteropodi il mosaico mostra la successione tessiturale
(fig. 4) già osservata nelle cavità trapezomorfe (fig. 2); partendo dalla
parete si ha : piccoli cristalli anedrali-subedrali, cristalli a palizzata
euedrali all’estremità, cristalli subedrali.

TABELLA III

Giunzioni triple nei mosaici delle cavità derivate da dissoluzione delle pareti di gusci

di gasteropodi (1412 misure)

NumcrO' delle
giunzioni triple
con angolo = 180°

Numero delle
giunzioni triple
con angoli<^180°

% delle giunzioni
triple con ango¬
lo = 180°

Note

18

45

28.6

spatite piccola a ridosso delle

32

75

29.9

pareti

77

162

32.2

122

178

40.7

40

54

42.6

55

42

56.7

spatite a palizzate

76

42

64.4

95

121

44.0

spatite nella parte più inter¬

33

37

47.1

na della cavità

51

57

47.2

Le misure degli angoli (tab. III) indicano, al solito, una percen¬
tuale delle giunzioni triple con angolo = 180° più bassa per il mosaico
di spatite di piccole dimensioni nella zona a ridosso delle pareti (29-
43%), il valore più alto è stato trovato nell’area dei cristalli a palizzata
(57-64%), il valore medio (44-47%) nei cristalli centrali (fig. 5).

Si ritrova quindi in questi tre tipi di tessitura, piuttosto ricorrenti
nelle cavità che mostrano una dimensione più lunga, l’ordine di gran¬
dezza delle percentuali osservate nelle cavità trapezomorfe.

406 —

Fig. 4. — Monte Camposauro. Cretacico superiore, « calcari ad acteonidi ». Partico¬
lare della cavità di dissoluzione del guscio di un acteonide. È possibile osservare
un mosaico di drusa con caratteristiche analoghe a quelle presentate dalla calcite
occludente la cavità trapezomorfa della fig. 2. Peci 75 x .

Fig. 5. — - Particolare della fig. 4. Le frecce indicano alcune fra le molte giunzioni
triple con angolo = 180° osservabili in questa figura e nella fig. 4. Peci, 350 x .

— 407 —

Come già osservato in parte nelle cavità condromorfe, ai fini di
trovare relazioni fra dimensioni dei cristalli, spazio libero e percentuale
delle giunzioni triple con angolo = 180°, sono state eseguite misure nelle
cavità equidimensionali di frammenti di gusci con diametro 1-2 milli¬
metri tralasciando i cristalli molto piccoli»

Le dimensioni delle cavità mostrano di influenzare con proporzio¬
nalità diretta le dimensioni dei granuli, comunque non è ancor certo
che questa sia una regola generale. Una proporzionalità più diretta si
ritrova invece fra dimensioni dei cristalli e percentuali delle giunzioni
triple con l’angolo di 180°.

TABELLA IV

Giunzioni triple nei mosaici calcitici delle cavità da dissoluzione delle pareti di gusci
di gasteropodi (frammenti, dimensioni mm. 1-2) (433 misure)

Numero delle
giunzioni triple
con angolo = 180°

Numero delle
giunzioni triple
con angoli <^180°

% delle giunzioni tri¬
ple con angolo = 180°

Dimensioni relative
della spatite

20

35

36.4

1:8, 1 : 10

17

36

32.1

1 : 8

18

28

39.1

1 : 5

34

36

48.6

1:4, 1:5

16

20

44.4

1:3, 1:4

12

20

37.5

1 : 3

23

30

43.4

1 : 3

12

15

44.4

1 : 3

11

10

52.3

1 : 2

14

12

53.4

1 : 2

8

6

57.1

1 : 2

In tabella IV i mosaici con le rispettive misure delle giunzioni
triple sono stati disposti, dall’alto in basso, secondo l’aumento delle
dimensioni dei cristalli di calcite ; passando dai cristalli di piccole di¬
mensioni a quelli con cristalli di dimensioni maggiori si va dal 32

al 57%.

Si nota in alcuni cristalli di calcite l’anomalia ottica con biassicità
e smembramento della figura di interferenza.

In conclusione nei mosaici calcitici derivati da dissoluzione-deposi¬
zione delle conchiglie di molluschi le misure confermano bene il criterio
di Bathurst (1964). Si può comunque precisare che le percentuali

delle giunzioni triple con angolo = 180° sono influenzate dai tre fattori

seguenti :

1) Forma dei cristalli: dai bordi alla parte interna delle cavità al¬
lungate la minima percentuale si ha nei cristalli piccoli anedrali-subedrali
presso i bordi, la massima nei cristalli allungati (più o meno a palizzata e
più o meno euedrali), la media nei cristalli subedrali delia zona più
interna.

2) Dimensioni dei cristalli : questo fattore è già in parte com¬
preso nel precedente ; i cristalli di piccole dimensioni sia presso i bordi
delle cavità o riempienti totalmente queste, hanno percentuali più basse
di giunzioni triple con angolo = 180°, quelli più grossi hanno percen¬
tuali maggiori.

3) Dimensioni delle cavità i lo spazio libero influenza più o meno
direttamente le dimensioni dei cristalli la cui grandezza spesso aumenta
con le cavità stesse. Le dimensioni dei cristalli hanno mostrato una
proporzionalità diretta con le percentuali delle giunzioni triple con angolo
di 180° per cui si può dire che fra dimensioni delle cavità e percen¬
tuali di giunzioni caratteristiche c’è una certa proporzionalità diretta.

d) cavità da fratture.

Le cavità di fratture osservate, larghe 2-3 millimetri, hanno, rispetto
alle cavità di disseccamento studiate, carattere a isterogenetico », spesso
infatti esse attraversano sia le cavità condromorfe che le trapezomorfe.

Anche qui il mosaico mostra una prima generazione di cristalli
piccoli a ridosso delle pareti e aumento delle dimensioni verso il centro,
si notano pure cristalli allungati con la dimensione maggiore normale
alle pareti.

Al solito vi è qualche cristallo con anomalia ottica.

TABELLA V

Giunzioni triple nei mosaici calcitici delle cavità da fratture (larghezza 2-3 millimetri)

(263 misure)

Numero delle
giunzioni triple
con angolo = 180°

Numero delle
giunzioni triple
con angoli<;;^180'=

% delle giunzioni
triple con ango¬
lo = 180°

Dimensioni relative

21

31

40.4

spatite piccola preso le pareti

20

24

45.5

idem

22

27

44,9

spatite grossa della parte in¬
terna

38

44

46.3

idem

17

1

19

i

47.2

idem

— 409 —

Le misure (tab. V) confermano le osservazioni precedenti riguardo
Toscillazione delle percentuali delle giunzioni triple caratteristiche.

3. 2. Osservazioni al tavolo di Fedoroff.

Le osservazioni sono state iniziate sulle sezioni ortogonali alle pareti
delle cavità trapezomorfe che mostravano i cristalli a palizzata (fig. 2).

In queste sezioni i cristalli allungati hanno la direzione maggiore
più o meno ortogonale alle pareti e giacente nel piano delle sezioni ;
una prima conferma delFortogonalità dell’asse ottico ( e deU’allunga-
mento) rispetto alle pareti veniva dal fatto che in queste sezioni, usando
il solo asse di controllo, entrambe le direzioni di estinzione erano com¬
prese in sezioni principali. Nei cristalli uniassici questo comportamento
si può avere solo nelle sezioni tagliate parallelamente all’asse ottico.

Fig. 6. — Cavità trapezomorfe, sezioni parallele (piano di proiezione) alle pareti
delle cavità. Orientazione dell’asse ottico dei cristalli a palizzata.

— 410 —

Le sezioni parallele alle pareti delle cavità, al livello dei cristalli a
palizzata, davano Femergenza dell’asse ottico di questi rendendo possi¬
bili le misure di fig. 6.

Come si vede i cristalli a palizzata non sono rigorosamente normali
alle pareti comunque si nota un notevole addensamento nel centro della
proiezione: un gran numero si allontana di soli 10° dalla normale al
piano della parete (piano della proiezione). Si deve comunque tener
presente che le pareti delle cavità osservate non erano rigorosamente
piane, per cui l’ortogonalità può essere più marcata di quella che risulta
dalle sezioni e dalla proiezione.

Questa orientazione è simile anche nei cristalli a palizzata presenti
nei gusci di molluschi.

Nelle sezioni ortogonali alle pareti si sono eseguite misure sui

Fig. 7. — Cavità trapezomorfe, sezioni normali (piano di proiezione) alle pareti delle
cavità. Orientazione dell’asse ottico dei cristalli della parte più interna. A-B : di¬
rezione dell’allungamento delle cavità.

— 411 —

cristalli subedrali della parte più interna ; qui le orientazioni dell’asse
ottico sono risultate casuali. Poiché l’asse di controllo dava la possibilità
di una inclinazione massima della sezione di 40° si sono segnate le emer¬
genze degli assi ottici dei soli cristalli che lo permettevano.

Nella fig. 7 il piano di proiezione corrisponde al piano ortogonale
alle pareti delle cavità trapezomorfe, la direzione AB corrisponde a
quella deU’allungamento. Si nota una dispersione evidente dell’orienta¬
zione dell’asse ottico ; una quantità di cristalli circa 6 volte superiore
a quelli segnati aveva l’asse ottico inclinato più di 40°.

Questa orientazione casuale è simile in tutti i cristalli non allun¬
gati delle varie cavità di disseccamento e di dissoluzione di molluschi
osservate.

4. CONCLUSIONI

Nello studio della diagenesi dei sedimenti carbonatici la distinzione
dei mosaici (più comunemente calcitici) di deposizione chimica da quelli
di ricristallizzazione è molto importante.

Il Bathurst (1964) per tale distinzione ha recentemente proposto
per alcuni tipi di queste cavità ( cavità da dissoluzione dei gusci di
molluschi) il criterio delle percentuali delle giunzioni triple con an¬
golo = 180°. In particolare nel processo dissoluzione-deposizione le osser¬
vazioni degli autori indicano che si è avuto un periodo di vuoto prima
del riempimento calcitico.

Nel presente lavoro il criterio delle giunzioni triple è stato innan¬
zitutto esteso alle cavità di disseccamento ( condromorfe, trapezomorfe)
e ad alcune cavità da frattura ; la natura stessa di queste cavità e lo
studio del materiale interno indica che si tratta di riempimento ; in
particolare i criteri empirici osservati nei mosaici calcitici mostrano
che si tratta di riempimento per deposizione chimica.

Le percentuali di giunzioni triple con angolo uguale a 180° (33-
55%) confermano che tale criterio può essere esteso anche agli altri
tipi di cavità postdeposizionali. Qui non si può escludere che i cristalli
di dimensioni molto piccole, immediatamente a ridosso delle pareti, sui
quali non è possibile fare misure, siano derivati da ricristallizzazione.

Sono stati osservati anche mosaici nei gusci dei gasteropodi e nei
loro frammenti.

Si sono notate pure, nella spatite di riempimento, caratteristiche

— 412

simili di tessitura soprattutto nelle cavità trapezomorfe e nelle cavità di
dissoluzione dei gusci di gasteropodi ; presso le pareti si hanno cristalli
anedrali-subedrali, poi cristalli a palizzata e infine, nella parte più in¬
terna, cristalli subedrali. Le dimensioni aumentano, secondo le osserva¬
zioni già note, a partire dalle pareti alle zone interne. Generalmente,
ma non sempre, un aumento delle dimensioni delle cavità porta ad
aumento delle dimensioni nei cristalli del mosaico.

Sulla base delle osservazioni fatte finora è possibile dire che le
percentuali delle giunzioni triple con angolo uguale a 180° possono
essere influenzate dai seguenti fattori ;

1) Forma dei cristalli (percentuale minima nei cristalli anedrali-
-subedrali piccoli presso le pareti delle cavità, massime nei cristalli a
palizzata).

2) Dimensioni dei cristalli (percentuali massime nei cristalli di
maggiori dimensioni).

3) Dimensioni delle cavità (percentuali massime più o meno pro¬
porzionali alle dimensioni delle cavità).

Su 3130 misure fatte le medie aritmetiche generali delle giunzioni
triple con angolo uguale a 180° nei vari tipi di spatite, prescindendo dalla
natura delle cavità, risultano le seguenti :

Spatite anedrale-subedrale di piccole dimensioni situata in genere

presso le pareti delle cavità . . . . . .38%

Spatite allungata euedrale-subedrale (sovente a palizzata) . . 56%

Spatite subedrale delle zone interne . . . . . . 47 %

Le misure al Tavolo di Fedoroff indicano che nei cristalli a paliz¬
zata l’allungamento, coincidente con l’asse ottico, è tendenzialmente
ortogonale alle pareti ; tutti gli altri cristalli risultano avere orientazioni

casuali.

Questi dati derivano da osservazioni statistiche e pertanto maggiori
precisazioni potranno derivare daU’ampliamento degli studi.

Napoli, Istituto di Geologia - Istituto di Mineralogia e Petrografia, novembre 1968.

— 413 —

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Boll. Soc. Natur, in Napoli

voi 77, 1968, pp. 415-472, 27 figg.

Frane di scoscendimento
nelFAspromonte tirrenico (Calabria) :
cause, sviluppo e proposta di sistemazione O

Nota del socio ANTONINO IETTO
(Tornata del 20 dicembre 1968)

Riassunto. — Nel presente lavoro viene trattato il problema della elevata fra-
nosità che presentano i terreni cristallino-metamorfici della Calabria ed in particolar
modo quelli dell’ Aspromonte occidentale costituiti in prevalenza da gneiss e scisti.

Di tale fenomeno, vengono studiati sia le cause generali preparatorie (geologia,
clima, idrografia, morfologia, caratteristiche tecniche dei materiali), nonché le mo¬
dalità di sviluppo. Vengono, infine, anche esposti alcuni sistemi di intervento ten¬
denti ad un risanamento generale dei versanti nonché delle singole masse in frana
nella considerazione che queste possano venire interessate da opere di ingegneria.

Le frane studiate vengono classificate e definite come « scoscendimenti solidali
progressivi » nel senso che si sviluppano lungo superfici di scorrimento non precosti¬
tuite e la massa rocciosa in traslazione non si scompagina ma gli elementi costituenti
conservano, grosso modo, i reciproci rapporti di giacitura. Si verifica, inoltre,
che lo sviluppo di una frana alla base del versante ne richiama, progressivamente,
altre più a monte.

Questi movimenti, come viene dimostrato da un’indagine sismica, si sviluppano
nel manto roccioso fortemente allentato, degradato e con velocità delle onde sismiche
da 0,4 ad 1,4 Km/sec, il quale ricopre, con spessori dai 10 ai 20-25 metri, il complesso
cristallino-metamorfico.

Il fattore, ultimo nel tempo, che determina dette frane si riscontra nell’azione
erosiva che esercitano le acque superficiali al piede dei versanti. Ciò viene anche
posto in relazione col recente sollevamento tettonico plio-quaternario che ha interes¬
sato tutta l’area studiata.

Un’indagine statistica ha, inoltre, consentito di accertare che la massima fre¬
quenza degli scoscendimenti si realizza per versanti con pendenza comprese tra
40 a 60°.

Per quanto concerne le opere di sistemazione a carattere generale, si riscontra
la necessità di eliminare o almeno ridurre notevolmente l’azione erosiva, operata dalie (*)

(*) Lavoro svolto con i contributi C.N.R.

— 416 —

acque, mediante opportuni drenaggi, sollevando le linee dei talweg con briglie ed
impedendo lo scalzamento al piede dei versanti con difese radenti.

Per quanto concerne la sistemazione delle singole masse in frana, gli interventi
più funzionali vengono ravvisati in cementazioni mediante iniezioni ed ancoraggi delle
masse medesime al substrato integro.

Summary. — In western Aspromonte, Calabria, very frequent landelides take
place in thè metamorphic terranes, particularly in gneisses and schists.

The generai pattern (geology, climate, hydrography, morphology, etc.) and deve-
lopment of thè landslide phenomena are surveyed and some criteria for possible engi¬
neering Works to recover thè slopes and tre landslides bodies are proposed.

The landslides which have been studied are classified as « progressive unitary
landslides » ( « scoscendimenti solidali progressivi ») since thè rocky mass moves

without internai deformation along sliding surfaces which were not established
previously. Moreover, a landslide that develops at thè foot of a slope originates an
other progressive slump uphill.

The aforesaid processes are localized inside thè surficial, highly incoherent
weathered veneer, which covers thè metamorphic basement for a thickness ranging
from 10 to 25 meters ; a sismic survey shows body velocities of 0.4 - 1.4 km/sec.

The landslide processes have to be seen in thè frame of thè generai Pliocene-
-Pleistocene uplift of thè surveyed area and their immediate causes have to be related
to thè running water undercutting erosion at thè hillsides.

The highest frequency of landslides, as proved by a statical analysis, occurs on
thè hillsides which show an average slope between 40 and 60 degress.

The engineering works proposed for a generai slope recovering are those able
to reduce, if not to eliminate, thè running water erosion (drainage, bottom line
elevation by small dams, etc.), whereas it is believed that thè single sliding bodies
could be retrieved more easily through cementation by injection and anchorage of thè
landslide to thè undisturbed basement.

1. PREMESSA.

Durante lo svolgimento di alcuni lavori relitivi alla costruenda
autostrada Salerno-Reggio Calabria, a partire dal 1965, è stato pos^
sibile rilevare, sui versanti tirrenici delFAspromonte, resistenza di alcuni
diffusi movimenti franosi che interessano le formazioni cristallino-meta¬
morfiche. Col presente lavoro, si è giudicato opportuno esporne le carat¬
teristiche nonché alcuni possibili sistemi di risanamento.

La fenomenologia del generale stato di dissesto della regione cala-
brase, specie nel momento attuale, è abbastanza nota e molto se ne parla
ma a ciò non corrisponde un’altrettanta precisa conoscenza dell’aspetto
tecnico-scientifico del fenomeno. Infatti, pur non potendosi definire
scarsa la bibliografia relativa ai movimenti franosi in Calabria, risulta
invece alquanto limitato il numero dei lavori tendenti a dare una vi-

— 417 —

sione generale dei fenomeni nelle loro cause e nel loro sviluppo. Tra
questi, soltanto i lavori di P. Nicotera (1959), F. Ippolito (1954-
1955a, b) e G. Montanari (1939-40-41) tendono ad un inquadra¬
mento organico del problema del dissesto del suolo calabrese.

Le osservazioni da noi condotte in questi ultimi anni sul meta¬
morfico della Sila e, specie, dell’Aspromonte ci aiutano a sperare che
il presente lavoro possa costituire un contributo alla conoscenza di
almeno un aspetto del problema generale. Infatti, il tipo di frane da
noi esaminato, per quanto trattato ampiamente in lavori a carattere
generale, per ciò che concerne la regione ealabrese non è stato finora
oggetto di studio specifico, non solo, ma, a chi non si interessa di studi
di geomorfologia regionale, risulta pressocché sconosciuto. Trattasi, del
resto, di movimenti franosi che sul terreno non presentano evidenziati
quegli elementi che comunemente si attribuiscono ad una frana : fronte
di distacco, alveo e cumulo di frana con materiali in giacitura caotica.
In genere, nel nostro caso, è osservabile in campagna, e non sempre
chiaramente, soltanto il fronte di distacco ed una porzione dell’alveo.

Pertanto, data la facilità con la quale possono passare inosservati,
questi fenomeni risultano molto infidi specie nel caso che su masse
rocciose, preposte o interessate da movimenti franosi di questo tipo,
debbano realizzarsi opere di ingegneria civile.

I movimenti franosi, dei quali si dirà in appresso, sono stati osser¬
vati lungo i versanti tirrenici dei rilievi che sovr astono Paola, S. Lu¬
cido ed Amantea in provincia di Cosenza ; sul versante tirrenico della
dorsale di Vibo Valentia, specie tra Pizzo e Filadelfia; lungo le pro¬
paggini occidentali dell’ Aspromonte, da Palmi a Scilla. Si ritiene, per¬
tanto, che il fenomeno in oggetto possa interessare, più o meno, tutte
quelle zone della regione calabrese a costituzione cristallino-metamor¬
fica, per quei punti dove si realizzano determinate premesse di carat¬
tere climatico, idrografico, geologico ecc.

Le osservazioni più complete e lo studio dei fenomeni sono stati
condotti sui versanti tirrenici dell’Aspromonte e precisamente nella
zona delimitata, a nord, dalla costa tra Bagnara e Scilla ed, a sud,
dal medio corso della fiumara Catena. Si è prescelta questa zona sia
per il più facile accesso che essa consente e sia, principalmente, per
il fatto che presenta la maggior frequenza di movimenti franosi. Quan¬
to si dirà, quindi, nel presente lavoro si riferisce principalmente ai
versanti occidentali dell’Aspromonte, con particolare riferimento al¬
l’area anzi definita e riportata in figura 1 e 22.

27

— 418 —

Prima di passare alla trattazione delFargomento, desidero qui
rivolgere un ringraziamento al prof. Francesco Scarsella, di¬
rettore dell’Istituto di Geologia delFUniversità di Napoli, per aver
consentito e reso possibile lo svolgimento di queste ricerche.

2. AMBIENTE GENETICO E FATTORI PREPARATORI.

2. 1. Cenni di geologia.

La zona considerata nel presente lavoro ricade nell’area di affiora¬
mento del complesso cristallino-nietaforfico paleozoico dell’Aspromonte
con locali coperture di depositi marini quaternari costituiti da sabbie
e conglomerati.

I termini litologici che costituiscono il complesso metamorfico sono,
in ordine di prevalenza :

a) paragneiss in strati, banchi e, a luoghi, massicci o a strati¬
ficazione indistinta. Specie lì dove più netta è la stratificazione, la roccia
presenta, all’interno dello strato, una ben marcata e distinta tessitura
parallela dei minerali, con bande più scure costituite da elementi femici
(in prevalenza biotite) e bande più chiare a composizione quarzoso-
feldspatica o quarzosa. In generale si ha una netta prevalenza dei termini
sialici rispetto ai termini femici ;

b) scisti metaforfici vari : quarzoscisti, micacisti e, raramente,
talcoscisti. Sono talora presenti anche limitate lenti di scisti filladici

— 419 —

con super fici cloritizzate o sericitizzate e lenti di marmi grigi, I termini
scistosi si intercalano, in pacchi, con andamento stratoide ai gneiss, con
frequenza variabile da luogo a luogo. Gli spessori di queste intercala¬
zioni variano da 10-15 cm ad oltre il metro;

c) filoni di quarzo con andamento sia parallelo che, più fre¬
quentemente, trasversale alla stratificazione. Gli spessori sono molto va¬
riabili sia tra filone e filone che nelFambito del medesimo filone ed in
genere oscillano tra un minimo di 5-10 cm ed un massimo 1,5-2 metri;

d) masse intruse a conformazione grosso modo lenticolare, com¬
poste da quarzo e feldspato con struttura variabile dalla pagmatitica alla
granulitica. Frequentemente risulta associata la muscovite in grosse la¬
mine, specie lì dove la roccia presenta struttura pegmatitica. In
alcuni punti ( torrente Praialonga e corso superiore della fiumara
Sfalassà), sono state rinvenute masse di questo tipo composte quasi
esclusivamente da quarzo e mica muscovite. L’affioramento maggiore
di questi termini è stato rinvenuto in contrada Muro, sui versanti
in destra orografica alla parte terminale del corso della fiumara
Favazzina e presenta dimensioni sul terreno di circa 70 x 30 metri.

Il complesso cristallino-metamorfico, come già detto, si presenta a
luoghi ricoperto da depositi marini quaternari. Trattasi di sabbie gros¬
solane, sciolte o debolmente cementate, composte da granuli di quarzo,
mica, per lo più muscovite e, subordinatamente, feldspato. In genere non
presentano stratificazione distinta ma Forizzontalità della loro giacitura
è desumibile dalle intercalazioni di livelli di ciottoli cristallini. Lo
spessore di questi depositi, da pochi ad oltre 70-80 metri, varia a se¬
conda della morfologia del substrato metamorfico sul quale trasgre¬
discono.

Dal punto di vista strutturale, Farea esaminata dimostra chiara¬
mente le conseguenze delle varie fasi tettoniche che Fhanno interessata
a partire dalFercinica. Infatti, se si escludono i depositi quaternari, poco
o niente disturbati dalle ultime fasi di sollevamento in blocco della re¬
gione, il complesso cristallino-metamorfico, invece, si presenta intensa¬
mente fratturato con frequenti zone cataclastiche e numerosi piani di
frattura ravvicinati e variamente incrociantisi. Ciò ha reso impossibile
il rilevamento diretto sul terreno delle direzioni di fratturazione predo¬
minanti e, quindi, è stato necessario ricorrere ad un’analisi statistica
dalla quale sono derivati i diagrammi di fig, 2, 3 e 4. Le misure rela¬
tive a questi diagrammi sono state prese, in massima parte, in galleria
e si riferiscono a tre punti principali :

— 420 —

Fig. 3. — La spiegazione è nel testo.

— 421 —

il

li

\

Fig. 4. — La spiegazione è nel testo.

A - tratto terminale del corso della fiumara di Favazzina (350 misure).
Diagramma A.

B - versanti di centrata Feliciusu (100 misure) e primi 200 metri della
galleria omonima sulFautostrada Salerno-Reggio C. (250 misure).
Diagramma B.

C - versante sinistro della fiumara Sfalassà in corrispondenza del ponte
deU’autostrada Salerno-Reggio C. (89 misure) e galleria S. Gio¬
vanni che continua a sud il ponte suddetto (320 misure). Dia¬
gramma C.

— 422 —

5. — Ubicazione delle aree nelle quali sono state effettuate le misure relative ai diagrammi delle figure 3, 4, 5. L’equidistanza
tra le curve è di 100 metri.

— 423 —

2. 2. Clima.

Gli aspetti climatici della zona presa in esame, come di tutta la
Calabria tirrenica, sono essenzialmente condizionati dalla posizione e
dalle caratteristiche geografiche di tutta la regione : una stretta penisola
montuosa, allungata in direzione NE-SO, pressocché priva di grosse
pianure costiere e con i rilievi elevantisi direttamente dal mare.

Ai fini del nostro lavoro, i fattori climatici da considerare in par-
ticolar modo sono il regime delle piogge e le variazioni termiche.

Per quanto concerne il regime delle piogge si nota che qualsiasi
zona della Calabria è esposta, più o meno, ai venti che spirano dai
quadranti occidentali (libeccio, ponente, maestrale), i quali caricatisi di
umidità nelFattraversare il Tirreno, riversano il loro contenuto in acqua
non appena incontrano i primi contrafforti montuosi per Feffetto stau.
Le instabili masse di aria umida, infatti, sono costrette, dalle alte coste,
ad una brusca salita con conseguente diminuzione di temperatura per
espansione adiabatica in un primo momento e pseudoadiabatica succes¬
sivamente e con conseguente saturazione della massa e condensazione del
vapore acqueo. Ciò determina brusche e copiose precipitazioni concen¬
trate sia nel tempo che nello spazio.

In particolare, sui versanti tirrenici delF Aspromonte, i caratteri
regionali delle piogge vengono influenzati negativamente dalla presenza
dello stretto di Messina, Infatti, questo, costituendo una zona di comu¬
nicazione tra il Tirreno e lo Ionio, determina una specie di risucchio
per le varie perturbazioni e, pertanto, diventa causa frequente della
brusca venuta a contatto, in una zona ristretta, di masse d’arie caratte¬
rizzate da un diverso grado di umidità e da una diversa temperatura.

Si ha, quindi, in definitiva che i versanti tirrenici delF Aspromonte
sono soggetti a brevi ma copiose e frequenti precipitazioni con massimi
in primavera ed autunno e minimi in estate. A tal proposito, si rimanda
ai dati pubblicati dal Servizio Idrografico Italiano.

Si riporta, qui, come esempio delle caratteristiche delle precipita¬
zioni, il fenomeno temporalesco che ebbe a verificarsi il 27 maggio 1968
lungo Farce S. Cristina d’ Aspromonte, Scilla, Villa S. Giovanni e che
si è avuto modo di controllare direttamente a causa dei danni provocati.
In tale data, si ebbero, nell’intervallo di due ore, 22 mm di pioggia a
S, Cristina, 31,8 mm a Scilla e 41,2 mm a Villa S, Giovanni. Tale
evento, inoltre, non riveste affatto carattere di eccezionalità per la re¬
gione in esame se si considera che per Bagnara e Scilla, e cioè al livello

— 424 —

mare, passa l’isoletta 1000 e che, col risalire delle quote fino alle zone
più rilevate dell’ Aspromonte, si ha un regolare e sentito aumento delle
isoiete fino ad oltre i 2000 mm.

Per quanto concerne, invece, l’altro fattore climatico e cioè la
temperatura, assumono particolare interesse, nel nostro caso, non tanto
le escursioni, in genere contenute entro i limiti generali del clima me¬
diterraneo, quanto le frequenti e brusche variazioni da giorno a giorno,
ben note e caratteristiche per la Calabria meridionale. Queste frequenti
variazioni termiche, dovute alla facilità con la quale variano i venti al
suolo, sommate alle escursioni diurne normali crescenti col risalire delle
quote, imprimono all’elemento temperatura una notevole variabilità an¬
che se, come si è detto, questa è in genere contenuta entro limiti estre¬
mi piuttosto costanti.

2. 3. Idrografia.

L’idrografia del versante tirrenico dell’Aspromonte è quella tipica
delle regioni di recente sollevamento : corsi numerosi con percorsi molto
brevi, curve di fondo spesso irregolari, andamento del letto variabilissi¬
mo da rettilineo ad un susseguirsi di anse continue. Le cause di alcune
di queste caratteristiche sono da ricercarsi, però, non solo nei veloci pro¬
cessi erosivi che interessano tutta la regione, quanto anche nella litologia
e nell’assetto strutturale delle formazioni geologiche nonché nella gene¬
rale morfologia a terrazzi dell’Aspromonte tirrenico. Nonostante, però,
alcune comuni caratteristiche di base, l’esame dettagliato dei vari
(( corsi », tutti con sbocco al mare, consente alcune importanti deduzioni
ai fini dell’argomento base di questo lavoro.

Nella zona presa in esame, si possono osservare molto chiaramente
tre distinti sistemi idrografici : un primo che può dirsi « nascente » o
(( attuale », un secondo « recente » ed un terzo definibile come « antico »,

Il primo si origina, in genere, a quote sui 4-500 metri ed è chiara¬
mente condizionato dagli ultimi sollevamenti della regione mentre il
secondo ed il terzo prendono origine da quote superiori ai 1000 metri
e, pertanto, possono considerarsi legati alle varie fasi meno recenti del
sollevamento pli-quaternario della Calabria.

Le peculiari caratteristiche di questi tre sistemi sono le seguenti:

A) Sistema attuale.

Corsi con andamento grosso modo rettilineo e di notevole bravità

425 —

(1^5 Km in media). Inclinazione media dei letti attorno al 40% con
curva di fondo quasi a scivolo senza sentite variazioni di pendenza.
Incisioni molto profonde, talora anche superiori ai 100 metri, con letto
generalmente incassato negli ultimi 5-10 metri. Versanti delle incisioni
poco o niente slargati, con pendenze variabili ma in genere non infe¬
riori ai 35-40°.

Questi corsi prendono origine dai bordi del terrazzo dei 500 metri.
L^alimentazione è prevalentemente pluviale ed anche quei pochi che
prendono origine da sorgenti di contatto si presentano, in estate, quasi
sempre secchi in quanto le esigue acque di sorgente non compensano
Fevaporazione e Fassorbimento.

Nel tratto compreso tra Bagnara e Scilla, le carte topografiche ne
riportano oltre 15. Se ne enumerano i principali ed i più tipici :

Denominazione

Gazziano
La Serre
V ardaru

Acqua della Signora

Praialonga

Rustico

Condoleo

Scirò

Olivete

Lunghezza del corso

Km, 1,5
Km 1,3
Km 1,1
Km 0,9
Km 0,9
Km 0,8
Km 1,8
Km 1,7
Km 1,8

Pendenza media delPalveo

35 %

38 %

43 %

55 %

50 %

60 %

28%

32 %

30 %

B) Sistema recente.

Corsi con andamento estremamente sinuoso e di lunghezza media
sui 10-15 Km, La pendenza media dei letti è attorno al 9%. Le inci¬
sioni, abbastanza profonde (talora anche 3-400 metri), si presentano
molto strette nel primo tratto del corso e tendono a slargarsi, ma di
poco, man mano che si giunge al mare, senza però superare alla som¬
mità i 1500-2000 metri in media. In genere prendono origine da sor¬
genti di contatto tra le sabbie ed i gneiss dei terrazzi attorno ai 1000-1100
metri. Presentano un primo tratto del corso piuttosto pianeggiante, un
tratto intermedio ad elevata pendenza ed un tratto finale di nuovo a
debole pendenza. Raramente attraversano periodi di siccità completa
ma vanno soggetti a forti variazioni stagionali di portata. Sfociano al
mare direttamente senza il benché minimo accenno a costituire pia¬
nure costiere.

— 426

Nella zona considerata se ne rinvengono tre e cioè :

Denominazione

Fiumara Sfalassà
Torrente Rustico
Fiumara di Favazzina

Lunghezza del corso

Km 12
Km 15
Km 16

Pendenza media dell’alveo

9%

8 %

8%

C) Sistema antico.

Corsi piuttosto rettilinei o con sinuosità ad ampio raggio. Lun¬
ghezza superiore ai 15 Km e pendenza media deH’alveo 6-7%. Incisioni
piuttosto strette nel tratto iniziale ma che tendono subito a slargarsi
ampiamente. Prendono origine da sorgenti nel complesso metamorfico
a quote superiori ai 1000-1200 metri. La loro curva di fondo presenta
in genere un forte salto nel tratto iniziale, quindi un costante e pro¬
gressivo addolcimento, fino quasi a pianeggiante, in prossimità della
foce. L’alimentazione è sorgentizia e pluvio-nivale. Non attraversano pe¬
riodi di siccità assoluta ma sono soggetti a forti variazioni stagionali di
portata, spesso con piene rovinose.

Negli ultimi chilometri di percorso, il letto si slarga notevolmente
fino, e talore oltre, i 1000 metri. Prima di sfociare al mare, determi¬
nano delle più o meno ampie pianure costiere.

Nella zona esaminata nel presente lavoro, non si rileva la presenza
di corsi appartenenti a questo sistema, salvo che per una parte del medio
corso della Fiumara Catena. Se ne individuano, però, 4 nel tratto di
costa subito a sud compresa tra Scilla e Reggio Calabria. Questi sono:

Denominazione

Lunghezza del corso

Pendenza media dell’alveo

Fiumara Catena

Km 30

6 %

Fiumara S. Giuseppe

Km 26

6,5%

Fiumara Annunziata

Km 20

6 %

Fiumara Calopinace-Fucirù

Km 22

6 %

Dalla breve rassegna delle principali caratteristiche idrografiche ora
svolta, si può anche avere un’idea, per quanto indiretta ed orientativa,
delle caratteristiche meccaniche generali delle rocce che costituiscono i ver¬
santi occidentali dell’ Aspromonte. Infatti, dall’andamento rettilineo dei
corsi del sistema cosiddetto « attuale », si può evidenziare l’esistenza,
nel complesso cristallino-metamorfico, di un manto esterno abbastanza
spesso di materiale estremamente allentato offrente una resistenza mec-

— 427 —

canica pressocché nulla alFerosione da parte delle acque meteoriche,
una volta che queste si siano incanalate lungo una direzione corrispon¬
dente ad una zona più erodibile.

Queste caratteristiche tendono a migliorare con la profondità ; in¬
fatti, man mano che il fondo delle incisioni si approfondisce, il corso
dei torrenti si incastra e tende a formare delle anse a seconda della
resistenza propria dei materiali che vengono attraversati (gneiss, scisti,
graniti, filoni di quarzo, masse pegmatitiche) e delle loro condizioni di
fratturazione»

Tale fase è, però, del tutto transitoria in quanto Passetto struttu¬
rale generale favorisce un accelerato approfondimento dei processi di
degradazione chimica con conseguente decadimento generale delle carat¬
teristiche meccaniche ed annullamento delle vie preferenziali d’erosione
costituite da rocce più tenere o da linee di frattura.

Si realizza, così, il caratteristico corso delle fiumare, le quali, pur
essendo da classificare come corsi giovanili in fase di accelerata erosione,
piirtuttavia presentano aspetti tipici (alveo non incassato e privo di
strette anse, incisioni molto svasate, pianure costiere ecc.) di corsi in
fase pressocché di maturità.

Si ha, in definitiva, che in questi terreni, con assetto strutturale
e meccanico molto scadenti, le acque, siano esse meteoriche o sorgenti¬
zie, sono i principali agenti erosivi ed i fattori che aprono la via ai
veloci processi di degradazione profonda delle formazioni rocciose,

2. 4. Morfologia.

I fattori che condizionano la morfologia delFAspromonte tirrenico,
come del resto qualsiasi altra regione, sono la geologia (in particolare
litologia e tettonica) ed il clima (in special modo, temperatura e preci¬
pitazioni atmosferiche).

A fattori geologici sono, infatti, attribuibili la disposizione a ter¬
razzi delFAspromonte, l’avanzato grado di fratturazione delle rocce,
nonché il succedersi, a luoghi disordinato, di vari termini litologici con
diverse caratteristiche petrografiche e meccaniche.

A fattori climatici sono, invece, attribuibili l’entità ed il tipo di
degradazione chimica delle rocce, il loro generale decadimento fisico
nonché l’entità dei processi erosivi, di tipo prevalentemente meccanico,
operati dalle acque.

La morfologia della zona presa in considerazione presenta una certa

— 428 --

uniformità di base caratterizzata dal marcato terrazzamento dei versanti.
I sistemi di terrazzi più estesi e continui sono essenzialmente due, loca¬
lizzati rispettivamente attorno i 590 ed i 1000-1200 m/s.l.m. Il primo
di questi sistemi si raccorda al mare con versanti molto acclivi con
valori angolari medi sui 45° ma che talora si avvicinano anche alla
verticalità. Molto meno acclivi si presentano, invece, i versanti di rac-

r4

Fig. 6. — Diagramma relativo alle direzioni di fratturazione.

cordo tra i due sistemi di terrazzi, mentre forme mammellonari, a pro¬
filo dolce, caratterizzano le aree più rilevate al di sopra dei 1200-1300
metri. Però a questa uniformità di base, come potrebbe cogliersi con
uno sguardo panoramico dal mare, contrasta una tormentata morfologia
di dettaglio.

Sia i terrazzi che tutti i versanti si presentano profondamente sol-

— 429 —

cali da incisioni, spesso con aspetto di vere e proprie forre. Queste par¬
ticolarità sono esaltate, in special modo, sui versanti che raccordano il
primo grande sistema di terrazzi al mare. Basta osservare il tratto di
costa compreso tra la fiumara di Sfalassà e Favazzina lungo il quale
si aprono ben 24 incisioni con profondità variabile dai 10 ad oltre i 100

Fig. 7. — Diagramma relativo alle direzioni delle principali incisioni morfologiche.

metri, con percorso dai 300 ai 1500 metri massimo (eccetto che per il
torrente Mancusi) e dislivelli tra la testata dell’incisione ed il mare
compresi tra un minimo di 200 ed un massimo di 600 metri.

L’andamento di queste incisioni è, in genere, rettilineo per le più
brevi (e quindi di più recente individuazione) ma diventa fortemente
sinuoso man mano che il percorso si allunga. Tali andamenti sono da
attribuirsi alle variabili caratteristiche petrografiche e meccaniche
del terreno ma, specialmente, all’incrocio delle direzioni di fratturazione.

SFALASSA' - / BAGNARa CALABRA

Direzioni delie maggiori incisioni comprese tra i bacini delle fiumare Sfalassà e Favazina, da cui il diagramma

— 431 —

È stato possibile desumere ciò, infatti, dal confronto dei diagrammi di
frequenza delle fratture, riportati al capitolo 2. 1., e di un diagramma
relativo alle direzioni delle incisioni in oggetto. I tre diagrammi delle
fratture sono stati cumulati in un unico diagramma mentre per il dia¬
gramma di frequenza relativo alle direzioni delle incisioni, sono state
considerate tutte quelle ricadenti nella tavoletta I.G.M. al 25000 di
Bagnara Calabra e comprese tra i bacini delle fiumare Sfalassà e
Favazzina.

I diagrammi ottenuti sono quelli riportati in fig. 6 per le direzioni
di fratturazione ed in fig. 7 per le direzioni delle incisioni, dai quali
è appunto possibile dedurre un sostanziale parallelismo tra le due
direzioni.

I dati e le osservazioni anzi riportati indicano delle caratteristiche
che, per quanto attenuate alle quote maggiori, danno comunque un’idea
di quella che è la morfologioa di dettaglio delie zone tirreniche dello
Aspromonte e di quanto veloce possa essere la sua evoluzione.

Morfologia, e relativa evoluzione, tipiche per una regione di re¬
cente sollevamento che, nel caso delFAspromonte, può considerarsi tut¬
tora in atto.

2. 5. Caratteristiche tecniche dei materiali.

Le su esposte condizioni geologiche, idrografiche e climatiche della
zona considerata consentirebbero, già di per sé, l’intuizione di quelle
che possono essere le caratteristiche tecniche dei terreni metamorfici ivi
affioranti. Il rilevamento geologico di dettaglio, indagini sismiche e le
osservazioni condotte durante lo scavo di alcune gallerie hanno, però,
consentito una visione completa del problema nelle sue cause e nel
suo sviluppo.

Il dato più immediato rilevabile sul terreno è l’estrema fragilità
con la quale i materiali cristallino-metamorfici hanno reagito alle varie
sollecitazioni tettoniche. Intenso e generale è, infatti, il grado di frat¬
turazione, spesso fino a condizioni di vera e propria cataclasite, mentre
risultano assenti o quasi i fenomeni di piegamento. Se ne osserva qualche
accenno soltanto lì dove occasionalmente diventano prevalenti i termini
più francamente scistosi. Anche qui, però, il piegamento si raggiunge
mediante una serie di minute fratture e non mediante un vero com¬
portamento plastico dei materiali.

A questo diffuso e intenso grado di fratturazione consegue uno

— 432 —

spinto allentamento meccanico del manto roccioso più esterno, com’è
stato possibile rilevare direttamente in galleria e com’é stato messo
chiaramente in luce da eseguite indagini sismiche.

L’analisi dei dati sismici, fino ad una profondità media di 40 m.,
fa rilevare, infatti, la presenza di un manto superficiale con velocità
molto basse e contenute entro un minimo di 0,4 - 0,5 ed un massimo
di 1,4 “ 1,5 Km/sec. Lo spessore di questo manto è abbastanza variabile
ma in media non supera i 20 metri, con qualche massimo attorno i 30.
Con Faumento della profondità si ha un certo incremento delle velocità
sismiche senza, però, mai superare i 3-3,2 Km/sec, con un valore
ottimale medio oscillante tra 2,2 e 2,4 Km/sec.

Anche le prospezioni sismiche confermano, quindi, le scadenti con¬
dizioni meccaniche generali del complesso metamorfico ed in special
modo in corrispondenza delle zone più esterne per spessori variabili
da 10 a 30 metri circa dal piano di campagna.

Tenendo conto della relazione che lega velocità delle onde longitu¬
dinali e modulo dinamico di elasticità, è stato possibile ricavare i
valori di quest’ultimo relativamente ai tre strati principali con velocità
diverse, applicando la formula :

Vp =

E g ( 1 . v)

Y ( 1 - v) ( 1 - 2 v)

con :

Vp = velocità delle onde longitudinali
E = modulo dinamico di elasticità

V = coefficiente di Poisson
g = accelerazione di gravità

Y = peso specifico della roccia.

Per ogni strato a diversa velocità, E è stato calcolato sia per v = 0,26
che per v = 0,36, considerando 2,4 il peso specifico medio della roccia,
I valori ottenuti sono i seguenti*

a - Per lo strato a velocità sismiche pari a 0,4 Km/sec, i valori
di E, in Kg/cm^, sono:

E = 2,3 • 10^
E = 3,2 10^

433 —

b - Per lo strato a velocità sismiche pari a 1,4 Km/sec:

E - 2,8 • 10^

E = 3,9 • 10"

c " Per lo strato con velocità sismiche pari a 3 Km/sec:

E - 1,3 • 10^

E - 1,8 • 10^

In luogo della velocità delle onde elastiche longitudinali (oppure
del modulo elastico dinamico) si può utilizzare il coefficiente K, espres¬
so dalla formula (Iliev, 1966):

Vo - W,.

Vq = velocità caratteristica della roccia non alterata
Vw = velocità della roccia alterata

che esprime con più immediatezza il grado di alterazione di una roccia.

La velocità delle onde elastiche, infatti, come altre proprietà fisico-
-meccaniche è, in una roccia, funzione del grado di fratturazione, dello
stato di allentamento e della degradazione chimica che, apportando alla
roccia modifiche nella struttura e nella composizione mineralogica ne
abbassa progressivamente le proprietà fisico-meccaniche ( alterazio¬
ne = fratturazione |+ allentamento + degradazione).

Nella zona qui esaminata è, infatti, possibile osservare direttamente
sul terreno, ma specialmente nei primi tratti delle gallerie, masse di
roccia perfettamente argillificata nella quale si individuano ancora filoni
di quarzo, ridotti in genere a sabbia e blocchi quasi isolati di gneiss
più resistenti i quali, a mala pena, conservano traccia di quello che
era lo strato o il banco originario.

Per quanto concerne la permeabilità, il complesso roccioso cristal¬
lino-metamorfico deir Aspromonte è da considerarsi permeabile esclusi¬
vamente per fratturazione. Senonché le acque permeanti, con l’ausilio
dei fattori climatici locali e favorite dalla composizione mineralogica
delle rocce in oggetto, determinano su queste un’azione di veloce degra¬
dazione chimica con processi più o meno spinti e diffusi di argillifica-
zione. L’entità di questi processi è, quindi, determinata oltre che dalla
presenza delle acque di infiltrazione, dal maggiore o minore contatto

28

434 —

delle rocce con Paria, dalFumidità in questa presente, dalFentità delle
escursioni termiche locali nonché dal grado di fratturazione e di allen¬
tamento dei materiali rocciosi al che consegue una maggiore o minore
superficie di aggressione.

Ne deriva, quindi, che i processi di argillificazione assumono ele¬
vata diffusione in corrispondenza delle porzioni più esterne del com¬
plesso roccioso,

Senonché questi processi di degradazione chimica tendono, con i
prodotti da essi risultanti, ad obliterare le fratture determinando una
progressiva diminuizione della permeabilità della roccia salvo per quei
termini quarzosi o a prevalente composizione quarzosa non soggetti a
processi del genere. La permeabilità per fratturazione tende, pertanto,
ad annullarsi in corrispondenza dei gneiss e degli scisti mentre rimane
attiva soltanto in corrispondenza dei filoni quarzosi, delle masse intruse
quarzoso-muscovitiche e, raramente, attraverso la cataclasite delle mag¬
giori linee di disturbo tettonico.

Per quanto concerne, quindi, la circolazione idrica nelFinterno
delle formazioni cristallino-metamorfiche si hanno due ben distinte mo¬
dalità di sviluppo.

Una prima, attraverso le fratture del manto roccioso super¬
ficiale dove si verifica una penetrazione diffusa ma di entità ten¬
dente a zero man mano che procedono i processi di degradazione
chimica ai contorni delle fratture. Man mano, cioè, che le rocce tendono
ad autoimpermeabilizzarsi eccetto che per quanto riguarda i filoni
quarzosi ed alcune masse pegmatitiche, i quali anzi in tale situazione
esercitano un^azione drenante in tutto il complesso roccioso.

Una seconda connessa, appunto, ai filoni quarzosi ed alle masse
pegmatitiche i quali, conservando la loro permeabilità per fratturazione,
costituiscono le uniche vie di penetrazione in profondità delle acque.

Concludendo, quindi, si rileva per i terreni in questione la pre¬
senza di due zone, una superficiale esterna ed una interna con carat¬
teristiche molto differenti :

1 - Zona esterna o manto superficiale.

Grado di alterazione molto spinto:

5,0 -0,4 5,0 -1,4

- <K< -

5,0 5,0

da cui 0,92 < K < 0,72

— 435 —

determinato da fratturazione + allentamento + degradazione. Per¬
meabilità, nel complesso, molto bassa. Spessore del manto variabile da
un minimo di 5-10 metri fino al oltre i 30, dipendente dal rapporto
velocità di degradazione e velocità d’esportazione dei materiali degradati
e, quindi, dalFangolo di inclinazione del versante (2),

2 - Zona interna.

Grado di alterazione:

5,0 - 3,0

K = - = 0,4

5,0

dovuto essenzialmente allo stato di fratturazione essendo molto conte¬
nuti i fenomeni di degradazione chimica ed essendo Fallentamento limi¬
tato dal carico litostatico esistente. Permeabilità per fratturazione attiva
ma limitata ai filoni di quarzo o alle masse quarzoso-muscovitiche. Bande
di argillificazione contenute e limitate ai contorni delle vie d’acqua.

Lo spessore osservato di questa zona è stato massimo di 200 metri
mediante lo scavo di alcune gallerie.

2, 6, Processi erosivi, stabilità ed evoluzione dei versanti.

Le su esposte caratteristiche geologiche, geotecniche e climatiche
fanno sì che i processi erosivi che interessano i versanti tirrenici del-
FAspromonte siano prevalentemente di tipo meccanico con agente prin¬
cipale le acque di precipitazione atmosferica. Infatti, queste, data la
bassa permeabilità dei terreni e, conseguentemente alle condizioni mor¬
fologiche, la loro elevata velocità di corrivazione e quindi il ridotto
indice di evaporazione, diventano i principali fattori del modellamento
esterno dei versanti.

La loro azione erosiva è favorita, inoltre, dal fatto che esse scor-

(2) L’osservazione, infatti, di nove imbocchi di galleria ha permesso la con¬
ferma di tale asserto nel senso che su un versante molto acclive il manto degradato
si mantiene sui 10-15 metri, mentre su versanti con acclività minore può superare
i 30-40 metri. In particolare, per gli imbocchi sud della galleria S. Giovanni in
sinistra orografica alla fiumara Sfalassà (Lotto V - tronco VII dell’Autostrada Salerno-
Reggio Calabria), si è raggiunta roccia con discrete caratteristiche meccaniche sol¬
tanto verso la progressiva 100 e cioè non appena lo spessore della copertura in chiave
si è portato a valori superiori a 40-50 metri.

— 436 —

rendo in superficie su terreni fratturati e degradati tendono con facilità
a caricarsi di detriti operando un notevole trasporto solido con conse¬
guente erosione ed approfondimento del fondo delle incisioni.

Questo veloce approfondimento delle incisioni, per suo conto, deter¬
mina un aumento delle superfici esposte e quindi pone continuamente
nuove masse rocciose in condizione di allentarsi e di degradarsi. A
questo veloce approfondimento non corrisponde, però, con eguale velo¬
cità un allargamento delle incisioni con addolcimento della inclinazione
dei versanti prospicienti come si rileva chiaramente dalla analisi svolta
nel precedente capitolo dell’idrografia . Si ha, pertanto, che quasi tutti
i versanti delle numerose incisioni che solcano la zona considerata pre¬
sentano inclinazioni tali da risultare spesso superiori a quelle di riposo
naturale e cioè di equilibrio.

Ciò si traduce nel fatto che Finterò manto roccioso superficiale
che ricopre i versanti viene a trovarsi costantemente o quasi in condi¬
zioni di stabilità limite.

In tale situazione, un ulteriore approfondimento dell’incisione,
comportante uno scalzamento al piede del versante, nonché un mag¬
giore decadimento delle caratteristiche meccaniche dei materiali roc¬
ciosi o un più esteso sviluppo dei processi di degradazione, possono
porre il manto esterno di alterazione in condizioni di instabilità solle¬
citandolo a scoscendere.

Viene, così, a realizzarsi un’evoluzione dei versanti principalmente
mediante scoscendimenti di masse rocciose e cioè mediante frane.

Va, a tal punto, ricordata anche la elevata sismicità della zona, il
che può, talora, costituire la causa determinante di alcuni franamenti,
date le sollecitazioni che un sisma determina sul terreno.

3. SVILUPPO DEI MOVIMENTI FRANOSI.

3. 1. Osservazioni di campagna.

Già nella premessa si è accennato alla particolarità di presentarsi
dei movimenti franosi in questione, dovuta al mascheramento di alcuni
di quegli elementi tipici che in genere caratterizzano una frana nel
senso più comune della parola : fronte di distacco, alveo e cumulo di
frana. Infatti, osservando in campagna un costone interessato da frane,
del tipo in esame, si rileva la presenza di una o più nicchie disposte a
varia altezza ma in genere allineate lungo la direttrice di massima pen-

— 437 —

denza. Queste nicchie hanno l’aspetto tipico di zone di distacco di frane :
superfice arcuata sia orizzontalmente che verticalmente con profilo abba¬
stanza netto. L’altezza massima riscontrata per queste nicchie è sui 20
metri, con valori medi sui 10-12 mentre la distanza in orizzontale, tra la
base e la sommità, si mantiene in genere di poco inferiore, potendosi
mediamente stabilire un rapporto verticale/orizzontale attorno 3/2.

Si esclude che queste forme possano imputarsi a fenomeni di
erosione differenziale sia per la tipica conformazione sia perché non
esiste, nel loro contorno, il benché minimo elemento che possa far
supporre l’esistenza, in corrispondenza del vuoto ad esse connesso, di
materiali a diversa caratteristica meccanica come cataclisiti o rocce
molto tenere. Infatti, le interruzioni del profilo topografico di alcuni
costoni per fenomeni erosivi, effettivamente esistenti nella zona, dovuti
a presenza di zone cataclastiche o di rocce a differenti caratteristiche
meccaniche, assumono ben diversa conformazione e risultano ben deter¬
minabili da un semplice esame delle situazioni geologiche delle aree
limitrofe.

Fig. 9= — Schematizzazione tipo dello sviluppo degli scoscendimenti in questione.

Si esclude, inoltre, che le forme in oggetto possano essere connesse
a fenomeni di tettonica attuale.

438 ^

Fig. 10. — Costoni settentrionali di Contrada Feliciusu. Si osservino le evidenti
nicchie di distacco di masse scoscese. In fig. 11 sono riportate le tracce di tutti
i fronti di distacco rilevabili in questa zona.

— 439 —

Fig. 11. — Tracce dei fronti di distacco osservabili nella fig. 10,

440

Fig. 12. — CostoHi meridionali di Contrada Feliciusu. In fig. 13 sono riportate le
tracce di tutti i fronti di distacco rilevabili in questa zona e chiaramente osser¬
vabili anche in fotografia.

— 441 —

Fig. 13. — Tracce dei fronti di distacco osservabili nella fig. 12.

442 —

Fig. 14. — Costone in sinistra orografica al torrente Costa Mancusi attorno quota 300.
In fig. 16 sono riportate le tracce di due fronti di distacco e le tracce (tratti
e linea continua) di due superfici di scorrimento con i loro presunti prosegui¬
menti ( solo tratti).

— 443

Fig. 15. — Tracce delle fronti di distacco e delle superfici di scorrimento osserva¬
bili nella fig. 15.

— 444 —

Considerando, quindi, dette nicchie nel loro giusto valore, queste
vengono ad individuare il fronte di distacco e l’alveo di movimenti
franosi.

Nella classica ricostruzione di una frana, si è detto, sarebbe da
attendersi, alla fine dell’alveo, il ritrovamento del cumulo di frana
costituito da materiali caoticamente disposti. Nel caso in questione, però,
ciò non si verifica per il fatto che i materiali franati mantengono grosso
modo i loro reciproci rapporti originari e compiono, in blocco, una trasla¬
zione, talora, con un’evidente componente rotazionale. La traslazione
è pari alla lunghezza dell’alveo affiorante, la quale corrisponde alla
porzione più alta dell’alveo totale, rimanendo il resto coperto dal corpo
di frana stesso.

Schematizzando il fenomeno si ha un movimento tipo quello ri¬
portato in figura 9.

Nel presente capitolo si era accennato alla molteplicità di queste
frane lungo un medesimo costone. In effetti l’osservazione di campagna
ha consentito il rilevamento fino ad un massimo di 5 evidenti frane per
costone, il che però non esclude l’esistenza di altre non chiaramente
evidenziate a causa della copertura boschiva o per fenomeni erosivi.

È chiaro che in questo caso e cioè per più frane sullo stesso costone
con fronti di distacco a varie quote, esiste una progressività nello svi¬
luppo dei movimenti nel senso che quelli a quote superiori vengono
richiamati daH’alleggerimento operato sul versante dallo slittamento
delle masse rocciose a valle.

Si verifica, cioè, una successione di movimenti franosi dal basso
verso l’alto con disposizione grosso modo ad embrici dei vari corpi
di frana.

Ciò è dimostrabile anche dai dati di campagna in quanto, nella
zona considerata, non sono stati mai trovati, nel caso di una frana per
costone, fronti di distacco a più di 50-60 metri dal fondo deU’incisione
che li richiama, mentre, nel caso di molteplicità di frane per lo
stesso costone, i fronti di distacco si elevano fino a 2-300 metri dal
piede del versante.

Cirea le superfici di scorrimento, l’indagine sul terreno consente
di definirle eome superfici di neoformazione e non precostituite. Infatti,
queste, almeno per il tratto affiorante, tagliano in genere gli strati ed
il loro andamento generale, ben visibile in alcuni casi, interseca e non
segue anche le eventuali superfici di disturbo tettonico ivi presenti.
Capita, però, di frequente, dato il parallelismo tra direzioni di frattura

— 445 —

e direzioni delle incisioni, che superfici di scoscendimento sembrano
effettivamente seguire superfici di faglia o frattura come nel caso di
alcune frane lungo il torrente Costa Mancusi attorno a quota 300. Ma
un attento esame consente di rilevare che le superfici di scorrimento
incontrano e seguono, per tratti più o meno lunghi, non una ma più
superfici di frattura diversamente orientate.

Fig. 16. — Scoscendimento lungo una superfice di scorrimento precostituita e corri¬
spondente ad un piano di frattura. Versante in destra orografica al medio corso
della fiumara Sfalassà.

Si ha, pertanto, che lo scoscendimento viene in genere agevolato e
non determinato dalla presenza di piani di faglia o di frattura.

Soltanto in un caso (fig. 16) e precisamente poco a monte della
strada Bagnara-Solano, in sinistra orografica della fiumara Sfalassà,
attorno quota 400, è stato rilevato uno scoscendimento con superfice
di scorrimento precostituita coincidente per intero con una superfice
di frattura.

Circa la causa ultima che determina il richiamo di queste masse
rocciose lungo i costoni, questa va ravvisata chiaramente neU’azione

— 446 —

erosiva, e quindi di scalzamento al piede, che operano le acque scorrenti
al fondo delle incisioni e cioè alla base dei versanti e dei costoni che
le limitano. E ciò è ancora una diretta conseguenza della differenza
tra la velocità di approfondimento delle incisioni e la velocità di model¬
lamento dei versanti, come già si è detto nel precedente capitolo 2.6.

3. 2. Indagine sismica.

Sui versanti di contrada Feliciusu, elevantisi con inclinazione sui
45-50° in destra orografica all’incisione corrispondente al ramo di destra
del torrente Praialonga circa 2 Km a sud-est deU’abitato di Bagnara
Calabra, si ha il massimo addensamento di movimenti franosi di tutta

Fig. 17. — Andamento delle linee sismiche rispetto la linea di massima pendenza di
un costone. Notare le variazioni di andamento tra le zone in frana e quelle
in posto.

447

— 448 —

la zona considerata, con una media superiore a tre per costone. Questi
versanti vengono, inoltre, interessati dall’attraversamento dell’autostrada
SA-RC, attraversamento sviluppantesi in viadotto a seguito della variante
apportata al progetto originario prevedente mezze coste a sedi sfalsate,
gallerie parietali e gallerie artificiali, (3). Ciò ha motivato un’indagine
sismica su tutto il versante onde accertare le reali condizioni meccaniche
delle formazioni rocciose, dal che emergono alcuni interessanti dati ai
fini della individuazione e deH’esame delle caratteristiche dei movimenti
franosi in questione.

I tracciati sismici, con sismica a rifrazione, sono stati condotti,
ovviamente, secondo gli scopi derivanti dalle opere da eseguire e non
per uno studio di frane, però la rete eseguita permette alcune utili
interpolazioni.

Come già accennato, nel capitolo delle caratteristiche tecniche dei
materiali, il dato più evidente che emerge dalle prospezioni sismiche
è l’esistenza di un manto superficiale, nelle formazioni cristallino-meta¬
morfiche, notevolmente allentato e degradato. Relativamente all’area di
contrada Feliciusu, questo manto, con spessore medio sui 20 metri,
presenta velocità sismiche non superiori ad 1,4 Km/sec. Inoltre, in
questo, si distinguono due parti : una più interna con velocità, appunto,
su 1,4 Km/sec ed una più esterna, il cosiddetto « aereato », con velo¬
cità massima di 0,4-0, 5 Km/sec.

Interpolando i dati dei vari tracciati e considerando uno qualsiasi
dei costoni interessati da movimenti franosi si ottiene, secondo la linea
di massima pendenza, una sezione geosismica del tipo riportato in fig, 17.

Una sezione geosismica trasversale alla linea di massima pendenza,
cioè a mezzo costa del versante, presenta un andamento del tipo ripor¬
tato in fig. 18.

Dall’esame di queste due sezioni si può osservare come la linea
di separazione tra aereato e strato intermedio, linea cui corrisponde in
genere una variazione notevolmente rapida delle caratteristiche elastiche
e che assume pertanto il significato di una reale discontinuità fisica, si
presenti accidentata. In particolare vengono segnalati bruschi aumenti
dello spessore del mezzo più superficiale, in corrispondenza dei dissesti
franosi. Il dissesto franoso determina cioè un decadimento completo
delle caratteristiche meccaniche delle porzioni rocciose che coinvolge.

( 3) Relativamente a questo tratto, era stato indicato, per le evidenti difficoltà
esistenti, un attraversamento interamente in galleria, dal ponte sullo Sfalassà alla
fine di contrada Feliciusu, con lunghezza di circa 1300 metri e pendenza attorno al 3%.

— 449 —

Quanto alla linea di separazione tra strato intermedio e substrato,
questa è una linea isocinetica che schematizza il graduale miglioramento
delle caratteristiche elastiche con la profondità, con due strati caratte¬
rizzati da velocità medie sensibilmente diverse ( strato intermedio e
substrato). La linea isocinetica non ha pertanto significato fisico reale
ma è solo frutto di una schematizzazione.

Di notevole interesse è, comunque, osservare sia nei tracciati paralleli
che, specialmente, in quelli trasversali ai costoni, l’andamento delle linee
isocinetiche che delimitano i mezzi a più elevata velocità.

Queste linee mantengono, in genere, un andamento continuo senza
presentare le brusche variazioni delle linee relative ai mezzi a velocità
inferiore e, quindi, senza subire bruschi approfondimenti o risalite corri¬
spondenti a zone interessate o meno da frane.

Ciò testimonia che la presenza dei corpi di frana influenza soltanto
i mezzi a velocità più basse e non il mezzo a velocità relativamente
ottimale.

Ne deriva, quindi, che i movimenti franosi si sviluppano esclusiva-
mente nel manto superficiale allentato e degradato che ricopre le for¬
mazioni cristallino-metamorfiche.

3. 3. Analisi statistica.

Data la diffusione che assumono i movimenti franosi in oggetto,
in quanto può pressocché affermarsi che almeno il 50% dei versanti
su rocce metamorfiche dell’Aspromonte tirrenico ne sia interessato, si
è cercato di individuare quella variabile che, stante alcune precise situa¬
zioni, determinasse la loro frequenza o almeno la condizionasse sostan¬
zialmente.

Si era notato, durante le osservazioni di campagna, che la fre¬
quenza dei movimenti franosi variava con la inclinazione dei costoni
e con la profondità delle incisioni laterali a questi. Ciò, del resto,
era logico attenderselo una volta stabilito che queste frane avven¬
gono nel manto esterno degradato. Infatti, maggiori sono le incisioni
laterali ai costoni e maggiori diventano le superfici sulle quali possono
svilupparsi fenomeni di allentamento e di degradazione. Così la mag¬
giore o minore inclinazione del costone stesso agevola o meno lo
scoscendimento di nuove masse rocciose, ferma restando l’azione di
scalzamento al piede operata dalle acque torrentizie.

29

— 450 —

INCLINAZIONE DEI COSTONI
Fig. 19. — La spiegazione è nel testo.

Fig. 20. — La spiegazione è nel testo.

— 451 —

INCLINAZIONE DEI COSTONI
Fig. 21. - La spiegazione è nel testo.

Si è, pertanto, proceduto ad un’analisi statistica scegliendo tre tipi
fondamentali di costoni, limitati parallelamente da incisioni laterali
profonde, rispettivamente, 0-5, 5-10 e 10-15 metri. Sono stati scartati
costoni con incisioni laterali maggiori in quanto, in tale situazione, si
è visto che alcune frane si sviluppavano verso l’incisione laterale e
non verso l’incisione principale alla base del costone.

Di ognuno di questi tipi fondamentali sono stati considerati 3 o 4
gruppi, ognuno con diversa pendenza topografica e costituito da un
minimo di 4 o da un massimo di 5 costoni. La pendenza in gradi dei
costoni di ogni gruppo è stata mantenuta entro un campo di variabilità
non superiore a 30°, riducendolo a 20° lì dove è stato possibile.

Ognuno di questi gruppi, data la disparità del numero dei costoni
che li compongono (4 o 5), è stato portato, nel calcolo, a 100 moltipli¬
cando per lo stesso fattore il numero complessivo di scoscendimenti rile¬
vato per ogni gruppo. Nei casi dove il numero di costoni da includere
in un dato gruppo è risultato maggiore di 5, si è effettuata una media
degli scoscendimenti osservati, attribuendo tale numero ad ognuno dei
5 costoni considerati nel gruppo medesimo.

È chiaro che tali riduzioni imprimono all’analisi una certa appros-

— 452 —

simazione ma si pensa che questa non sia tale da inficiare la validità
dell’analisi stessa e che, comunque, i diagrammi riportati, possano ben
rendere l’idea della variabilità della frequenza degli scoscendimenti col
variare dell’inciinazione dei vari costoni e della profondità delle inci-
sioni laterali a questi.

Per non influenzare la raccolta dei dati con le precedenti cono-
scende di campagna, le zone d’indagine sono state determinate sulle
tavolette al 25.000 dell’I.G.M., considerando: tutti i versamenti che
delimitano i bacini imbriferi completi dei torrenti Rustico, Mancusi,
Praialonga, Acqua della Signora ; i versanti del medio corso della fiu¬
mara Sfalassà, tra contrada Puntone di Teramo ed il ponte della rotabile
Bagnara-Solano ; i versanti del tratto iniziale della fiumara Favazzina
a monte di contrada Bagasciola ; i versanti prospicienti la S.S. n. 18
da monte Cucuzzu a Costa Mancusi.

Sono stati in totale considerati 126 costoni di cui ben 41 risultano
interessati da evidenti movimenti franosi. Non si esclude, però, che il
numero di questi ultimi possa essere maggiore se l’erosione e, talora,
la vegetazione non mascherassero gli elementi relativi agli scoscendi¬
menti in esame.

Dai dati raccolti, sono derivati i diagrammi di frequenza riportati
in fig. 19, 20 e 21. In ognuno di questi diagrammi si riportano: sulle
ascisse le inclinazioni dei costoni da 0 a 90° e sulle ordinate la fre¬
quenza degli scoscendimenti espressa in %. Questi diagrammi, indicati
con le lettere A, B e C, si riferiscono, rispettivamente, ai costoni deli¬
mitati lateralmente da incisioni profonde 0-5 metri (A), 5-10 metri (B)
e 10-15 metri (C).

3. 4. Classificazione e definizione.

Le difficoltà e la soggettività connesse ad una classificazione di
frane sono note a ehiunque si sia interessato dell’argomento e, general¬
mente, derivano dall’impossibilità di ridurre in uno schema rigido
fenomeni estremamente variabili sia nelle cause che nei caratteri mor¬
fologici. Alcuni AA. (Penta 1956-59-62, Sharpe 1938, Terzaghi 1950,
Varnes 1958, Krynine e Judo 1957, Schultz e Cleaves 1955 ed
altri) nel classificare movimenti franosi danno principale rilievo al tipo
di superfice di scorrimento ed alle caratteristiche meccaniche in genere
del fenomeno, mentre altri (AlmagiÀ 1910, Bendel 1948, Desio 1959,
Heim 1882, Lue MAN 1955, ecc.) fanno prevalere criteri morfologici e
geologici.

— 453 —

A nostro avviso, data la variabilità connessa agli elementi morfo¬
logici e geologici, sembra più rispondente, ai fini di una classificazione,
dare maggiore rilievo a quegli elementi che risultano presenti in qualsiasi
movimento franoso, il principale dei quali è, appunto, la superfice di
scorrimento. A criteri morfologici e geologici può farsi, invece, ricorso
per eventuali sottoclassificazioni e cioè per eventuali ulteriori suddivisioni
dei principali gruppi già definiti a seconda del tipo di superfice di scor¬
rimento, nonché di eventuali altre caratteristiche meccaniehe.

Nel caso delle frane trattate nel presente lavoro si ha :

A - superfice di scorrimento di neoformazione e, pertanto, (secondo
la classificazione proposta da Penta 1956-62), rientrano nel tipo classico

degli :

scoscendimenti

B - i materiali che costituiscono il corpo di frana non si ammuc¬
chiano caoticamente ma mantengono tra loro gli originari rapporti di
giacitura. I movimenti franosi in questione rientrano quindi nei « glei-
trutschungen » di H. Lehman (1955) per cui:

scoscendimenti solidali

C “ molteplicità dei movimenti, a quote differenti, lungo uno stesso
costone con richiamo progressivo, di quelli a quote più alte, per l’allegge-
rimento provocato dalle masse franate più a valle. Anehe per mareare
tale caratteristica si fa riferimento alla elassificazione proposta da Penta,
accettando la definizione di Krynine e Judo. Quindi:

scoscendimenti solidali, progressivi

D - il terreno interessato da tali movimenti franosi è il complesso
cristallino-metamorfico dell’ Aspromonte. Relativamente al terreno sul
quale si sviluppano frane alcuni A A, ricorrono a termini tipo « rocce
sciolte )) (eoerenti o incoerenti) e « rocce lapidee )) o « roece litoidi », men¬
tre altri impiegano termini come « terreno coerente », « t. semieoerente »,
« t. pseudocoerente » e « t. incoerente ». Qui si preferisce non dare pre¬
valenza al criterio della coerenza in quanto, anche se tiene conto delle
earatteristiche meccaniche delle roece, mal definisce il tipo litologico inte¬
ressato dal franamento. Per definire, quindi, il terreno soggetto a frane

— 454 —

Fig. 22. — Ubicazione dei punti maggiormente interessati da seoscendimenti nell’area
studiata.

— 455 —

si usa il termine « litoide » in quanto più rispondente, in maniera im¬
mediata, a definirlo litologicamente, essendo la caratteristica meccanica
del medesimo espressa dalla possibilità di sviluppo di superfici di scorri¬
mento di neoformazione. Pertanto :

scoscendimenti solidali, progressivi, in terreni litoidi

E - il movimento franoso viene innescato e sviluppato dallo scalza¬
mento, al piede del versante, operato dalFattività erosiva delle acque scor¬
renti. Si definiscono, quindi, le frane in oggetto come :

scoscendimenti solidali, progressivi, in terreni litoidi per scalzamento

al piede del pendio.

Per quanto concerne ancora la superfice di scorrimento, sarebbe da
considerare l’andamento curvo che questa assume per alcune delle frane
considerate, specie per quelle più prossime alla base dei costoni e cioè
per quelle che' si originano per prime. Ciò determina una componente
rotazionale nella traslazione del corpo di frana ma tale componente non
risulta costante per tutti i movimenti, molti dei quali, specie quelli a
quote superiori, sembrano svilupparsi lungo superfici piuttosto piane.

4. PROPOSTA DI SISTEMAZIONE,

Salvo particolari franamenti per lo più dovuti a cause artificiali,
come frane in rilevati, dighe in terra, discariche, cave ed alcune frane
di crollo, la sistemazione completa di un versante in frana deve necessa¬
riamente attuarsi mediante due vie : una tendente ad eliminare, e se
ciò non è possibile almeno a ridurre, le cause generali determinanti il
franamento ed una seconda tendente alla sistemazione propria dei corpi
di frana con i metodi ed i mezzi più rispondenti a seconda del tipo
litologico dei materiali e degli interessi connessi alla sistemazione mede¬
sima. Nel nostro caso viene considerata, appunto, una sistemazione del
genere tendente, da un lato, ad una generale e durevole difesa del suolo
e dall’altro ad una sistemazione specifica dei corpi di frana, nella consi¬
derazione che questi vengano interessati da opere di ingegneria civile.
Ciò, del resto, è quanto in realtà avviene in molti punti del versante

— 456 —

tirrenico deirAspromonte e specie nel tratto relativo al versante di con¬
trada Feliciusu, il più critico come frequenza di movimenti di tutta l’area
esaminata, dove le fondazioni di parte delle pile di un viadotto dell’auto¬
strada Salerno-Reggio Calabria, lungo oltre 500 metri, ricadono su masse
rocciose scoscese.

È chiaro che in situazioni del genere la sistemazione del corpo di

Fig. 23. - Ubicazione di Contrada Feliciusu. Scala 1 *.100.000.

frana non può assolutamente prescindere dalle opere tendenti alla elimi¬
nazione o almeno alla riduzione delle cause generali preparatorie del
fenomeno. Qualora interessi particolari non lo richiedano, può semmai
operarsi soltanto per la eliminazione dei fattori generali e lasciare che
la sistemazione propria dei corpi di frana avvenga per vie naturali ma
la semplice sistemazione di un corpo di frana che lasci attivi i fattori
naturali che l’hanno prodotto è senz’altro un intervento destinato col
tempo, come purtroppo avviene di frequente, a risultare del tutto inutile
se non addirittura controproducente.

Nei due paragrafi che seguono vengono considerate alcune opere
che, a nostro avviso, sono le più rispondenti ad una radicale sistema-

— 457

zione delle aree soggette a frane del tipo trattato sia per quanto con¬
cerne il fenomeno in sé che per quanto concerne direttamente i corpi
di frana.

A tal fin, di tutta la regione studiata, viene esaminata soltanto
una zona tipo e cioè i versanti di contrada Feliciusu in destra orogra¬

dimenti ivi rilevabili. In figura è riportato anche il tracciato autostradale (tratto
continuo: mezzacosta e viadotto; tratteggio: galleria). L’equidistanza è di 50
metri. Scala 1:10.000.

fica al ramo di destra del torrente Praialonga, sfociante sul tratto di
costa tra l’abitato di Bagnara Calabra e Favazzina.

4. 1. Sistemazione a carattere generale.

Si è visto nei capitoli precedenti quali sono i fattori che concorrono
allo sviluppo dei movimenti franosi trattati : clima, caratteristiche petro-
grafiche ed assetto strutturale delle rocce, morfologia, acque d’infiltra-

— 458

zione, erosione operata dai torrenti e dalle acque selvagge incanalate
lungo le incisioni.

Alcuni di questi fattori risultano, ovviamente, immodificabili (cli¬
ma, morfologia ecc.) mentre altri (acque d’infiltrazione e processi ero¬
sivi) possono essere eliminati od almeno sostenzialmente ridotti. Inoltre,
se si considerano le modalità di sviluppo delle frane in esame, le quali
possono trovare un mutuo contrasto ad un’ulteriore traslazione nella loro
disposizione ad embrici, eliminata che sia l’erosione al piede del ver¬
sante, è chiaro che anche la semplice riduzione dei processi erosivi può
ridare al versante una certa stabilità. Infatti, venendo impedito l’appro¬
fondimento delle incisioni, si riduce, da un lato, lo sviluppo in profon¬
dità dei processi di degradazione e quindi la quantità di materiale pre¬
posto a franare e, dall’altro, l’azione di scalzamento alla base del pendio
e cioè del fattore ultimo determinante il franamento. Si può, così, ripor¬
tare l’evoluzione morfologica del versante ad un andamento normale,
eliminando una evoluzione per frane o, almeno, riducendola sostan¬
zialmente.

È, però, comunque indispensabile che opere di difesa contro l’azione
erosiva delle acque vadano effettuate, sia per quanto concerne la inci¬
sione principale che delimita il versante, sia per le incisioni laterali
che solcano il versante medesimo, qui in genere con andamento retti¬
lineo lungo la linea di massima pendenza.

Sia le une che le altre rientrano nel noto sistema di opere relative
alle bonifiche montane e per il quale è ormai reperibile una ricca e
specializzata bibliografia, alla quale si rimanda per quanto riguarda le
modolità tecnico-esecutive delle varie opere.

Nel caso da noi considerato e cioè nella situazione di contrada
Feliciusu, si ha:

A - Per quanto concerne Vincisione principale

1 - lunghezza deH’incisione 550 metri circa;

2 - dislivello tra la confluenza col Praialonga e l’inizio dell’inci¬
sione : m. 206;

3 - pendenza media dell’alveo 37,5%;

4 - ampiezza del letto non superiore, in genere, ai 10 m. con
qualche slargo sui 60-70 m. attorno quota 200 e 180;

5 - curva di fondo come riportata in figura 25 ;

6 - alimentazione pluviale nettamente prevalente.

459

460 —

Tipo di intervento:

a) innalzamento del fondo dell’alveo e riduzione delle sua pen¬
denza a valori non eccedenti il 3-5% mediante briglie;

b) data la natura dei materiali di sponda, la pendenza dell’alveo
ed il tipo dell’alimentazione idrica dell’incisione, le briglie sono da
eseguire in muratura o in calcestruzzo curandone particolarmente le
fondazioni e l’incastro laterale onde evitarne lo scalzamento e l’aggira¬
mento da parte delle acque. Si avrà cura, inoltre, di ubicarle nei punti
dove i materiali di sponda non costituiscano dei corpi di frana e cioè
in corrispondenza di zone rocciose meno allentate. A parità di caratte¬
ristiche meccaniche del terreno di sponda, si ubicheranno le briglie nei
punti di maggiore strozzamento dell’alveo potendosi qui ottenere opere
più alte e più stabili col medesimo onere economico ;

c) qualora l’interrimento, da ritenersi qui molto rapido, della
briglia a valle non dovesse renderlo superfluo e specie se, come è qui
consigliabile, si jjiocederà alla costruzione di poche briglie di una certa
altezza anziché ad una serie di briglie relativamente basse, saranno da
associare alle briglie opportune contro-briglie, eventualmente con scivolo
a valle in colcestruzzo ;

d) nei punti di slargo dell’alveo, si impedirà la erosione al piede
del versante mediante l’esecuzione di pennelli. L’andamento di questi
sarà di tipo divergente e cioè controcorrente, con una lunghezza tale
da non occupare più di V -, della larghezza totale dell’alveo. Potranno
essere ad un braccio unico e formanti con la linea di corrente un
angolo attorno i 70° o, meglio, dato il tipo di piene cui vanno soggetti
questi corsi, a braccio triplo. In tale soluzione, onde favorire il rapido
interrimento delle zone d’influenza, avranno una parte terminale, grosso
modo, parallela alla corrente e rivolta verso monte, una media di rac¬
cordo a 45° ed una d’incastro alla sponda e normale ad essa. Questi
pennelli, come riportato in fig. 26, avranno altezza crescente da 0 ad
1,5-2 metri, procedendo dall’alveo verso la zona d’incastro; e si avrà
cura di predisporre un interrimento parziale con grossi blocchi dello
spigolo verso monte tra pennello e roccia onde evitarne l’aggiramento
e lo scalzamento.

Opere del genere sono state eseguite, con ottimi risultati, lungo
gli affluenti del fiume Rasento presso Potenza, lungo il fiume Sinni tra

Episcopia e Senise e lungo il fiume Ofanto nella zona di Lavello.

— 461 —

0 tu

1,5-2 ^

Fig. 26. — Schematizzazione di un pennello a braccio tipo.

B " Per quanto concerne le incisioni laterali:

1 - Lunghezza degli alvei da 130 a 350 metri massimo;

2 - dislivello tra le confluenze con Fincisione principale e le testa¬
te: da 100 a 300 metri massimo;

3 - pendenza degli alvei : da un minimo del 7 5 % ad un mas¬
simo del 90% ;

4 - curve di fondo a pendenza uniforme ;

5 - andamento delle incisioni diritto lungo la linea di massima
pendenza ;

6 - alimentazione idrica direttamente dipendente dalle precipita¬
zioni atmosferiche e cioè queste incisioni svolgono funzioni di canali
collettori per le acque selvagge ;

7 - incisioni molto strette con fondo terminale a V,

Tipo d^intervento:

a) Serie di piccole briglie in muratura o colcestruzzo ben fondate
e disposte a scaglione nel tratto terminale delle incisioni per una lun¬
ghezza di almeno 40-50 metri. Le altezze delle briglie possono essere
contenute, a seconda della morfologia della zona di imposta, entro i

— 462

2 metri, con intervallo non superiori a 10-15 metri. La scarpa del
paramento a valle è da tenere meno inclinata possibile o addirittura
verticale con risega di fondazione convenientemente al di sotto dell’alveo
e feritoie per lo scolo delle acque provenienti dalFinterrimento a ridosso.
Converrà, inoltre, predisporre un acciottolato di drenaggio a ridosso
delle briglie onde favorirne l’interrimento e smorzare il rotola¬
mento di eventuali massi provenienti da monte, prima che l’interri¬
mento sia formato ;

b) rivestimento del fondo dell’incisione, tra briglia e briglia,
con platea in pietrame o, meglio, con calcestruzzo, previa pulitura del
fondo e rimozione dei massi isolati. Lì dove la morfologia lo consente,
il rivestimento potrebbe operarsi con tegole di cemento. Tale rivesti¬
mento deve, comunque, ben raccordarsi ai lati delle incisioni onde
evitare erosione laterale e sottoescavazione ;

c) piccole briglie in pali e fasciame con altezza 50-60 cm. ed
intervalli di d-10 metri massimo, da distribuire lungo le incisioni a
monte delle briglie di cui alla lettera a) e sempre che la condizione
del fondo lo consenta. Nell’impossibilità di realizzare briglie in legname,
sarà da considerare l’esecuzione di briglie in muratura o calcestruzzo
sul tipo di quelle anzidette oppure, se la morfologia del punto lo con¬
sente, in gabbioni. Però, dato l’onere economico, tutte queste briglie
sarebbero da prevedersi più intervallate e più basse di quelle a scaglione,
quasi a svolgere soltanto un’azione di salvaguardia per il rivestimento
del fondo che, in tale caso, sarebbe da estendere per buona parte della
lunghezza dell’incisione. Sempre che la struttura e la morfologia del
fondo lo consenta, briglie in legname potrebbero intervallarsi a briglie
in muratura od a gabbioni, avendo però cura di chiudere verso monte
il tratto di fondo rivestito sempre con una briglia in calcestruzzo e
muratura. Sia le briglie in legname che, specie, quelle a gabbioni, per
quanto molto economiche, sono comunque da escludere nel caso vi
sia pericolo di rotolamento di massi lungo gli alvei ( come in realtà
avviene in parecchi tratti) ;

d) per quelle incisioni o per quei punti per i quali la pendenza
del fondo raggiunge valori talmente elevati da sconsigliare l’esecuzione
di briglie, è comunque sempre da consigliarsi almeno il rivestimento
del fondo o il ricorso a qualsiasi altro accorgimento atto ad evitare
l’ulteriore erosione dell’alveo ;

e) dove la morfologia e le caratteristiche del terreno lo consen-

— 463 —

tano, sarebbero da eseguire canali drenanti superficiali, trasversali ai
costoni. Gli scoli di questi canali sono da ubicare lungo le incisioni in
oggetto ed in corrispondenza di tratti di fondo rivestito.

4. 2. Sistemazione dei corpi di frana.

Come si è già detto nei primi paragrafi del precedente capitolo IV,
eliminata o ridotta che sia la causa ultima determinante il fenomeno
franoso, i corpi delle varie frane, ai fini della difesa del suolo, potreb¬
bero anche prescindere da una radicale sistemazione. Pertanto, a loro
riguardo, si potrebbe procedere, nelFambito di una sistemazione gene¬
rale, all’esecuzione di un canale drenante a monte di ogni fronte di
distacco o, meglio e data anche la difficoltà esecutiva di canali drenanti
in questi terreni, ad una intonacatura della zona di contatto tra alveo
e corpo di frana. Si verrebbe, così, ad evitare che le acque superficiali
possano trovare facile via di penetrazione lungo il piano di scorrimento
lubrificandolo ed, eventualmente, con la loro azione, determinarne di
nuovi nella massa di materiali allentati.

Ben diverso è, invece, il problema nel caso che tali corpi di frana
debbano venire interessati da opere di ingegneria per le quali non è
possibile uno spostamento in zone più stabili. In tale ipotesi, non solo
quanto detto all’inizio del presente paragrafo acquista carattere di neces-
sarietà ma diviene indispensabile, anche, un’altra serie di interventi
tendenti a risanare le condizioni meccaniche delle rocce e ad impedire
la benché minima ripresa del moto di scorrimento. Il che, del resto,
potrebbe verificarsi a seguito dell’imposizione di nuovi carichi o di alleg¬
gerimento, per punti, del versante conseguente ad eventuali sbancamenti.

In contrada Feliciusu si ha, come detto, che su alcuni corpi di
frana insistono le pile di un viadotto. Il tipo di interventi richiesti in
tale situazione è, però, grosso modo, analogo a quello cui si dovrebbe
ricorrere nel caso dovesse trattarsi di grossi sbancamenti.

Infatti, per pile insistenti su un corpo di frana può determinarsi
un regime di maggiori sollecitazioni riguardanti il corpo di frana mede¬
simo ed altri eventualmente vicini.

Nel caso, invece, di sbancamenti in un corpo di frana, si avrebbe
che i materiali della scarpata, dato il loro allentamento, potrebbero
venire sollecitati a scoscendere lungo superfici di neoformazione condi¬
zionate dal taglio, il che potrebbe riattivare vecchi piani di scorrimento
a monte o determinarne di nuovi.

— 464 —

Nell’uno e nell’altro caso, comunque, gii interventi consigliabili
sono di due tipi e cioè :

a - Cementazioni mediante iniezioni ;
b " Ancoraggi con pretensione dei tiranti.

Scopo delle cementazioni è il risanamento del manto superficiale
allentato, migliorandone le caratteristiche meccaniche e conseguente¬
mente la sua capacità portante. A riguardo, però, valgono alcune consi¬
derazioni restrittive nel senso che un’azione di cementazione mediante
iniezioni, in questi terreni, non è immune da riserve ai fini di un effet¬
tivo risanamento. Infatti, dato Passetto strutturale dei terreni ed i
processi di degradazione chimica ai quali vanno soggetti, sono facili
a rinvenirsi neU’immediato substrato sia zone a fratture aperte e quindi
con elevato indice di assorbimento, sia zone con fratture obliterate dai
processi di argillificazione con indice di assorbimento basso o nullo.
Si ha, pertanto, che i valori dell’assorbimento, in tonnellate di miscela
per metro lineare di foro di iniezione, non dipèndono e non testimo¬
niano, in questo caso, un maggiore o minore grado di fratturazione e
quindi di allentamento. In zone prossime a quella in esame, infatti
(Piani della Corona e promontorio di S. Elia), terreni del tutto eguali
a quelli di contrada Feliciusu, sottoposti ad un’azione di risanamento
mediante iniezioni, hanno presentato, per punti differenti ed a parità
0 quasi di caratteristiche meccaniche, assorbim.enti variabili da 0,3 a
circa 2 t/m di miscela.

Ne deriva, quindi, che un risanamento di queste masse rocciose
non può affidarsi per intero a cementazioni mediante iniezioni, pur
essendo indubbio che queste determinano una miglioria delle caratte¬
ristiche fisiche del corpo fratturato. A riguardo, molto è, inoltre, dovuto
alla esperienza in questi terreni ed all’accortezza del Tecnico che ne
dirige i lavori, in quanto deve essere sua cura, una volta stabilite le
condizioni di fratturazione e degradazione della roccia, determniare
opportunamente, per zone, la pressione di iniezione e la composizione
della miscela a seconda degli assorbimenti che si hanno nelle prime
iniezioni da usare a scopo esplorativo.

Lo scorrimento in blocco dei corpi di frana determina più un
aumento generale deU’allentamento meccanico che uno spostamento
relativo delle singole masse nelle quali la roccia è originariamente frat¬
turata. D’altro canto, come si è detto, per quanto concerne l’effetto

465 —

risanante delle iniezioni, è da ritenersi che queste nella maggioranza dei
casi hanno più che altro l’effetto di diminuire il numero degli elementi
della fratturazione. Si rende, pertanto, necessario, ai fini di una effettiva
sistemazione e di un superamento del decadimento meccanico dei mate¬
riali, un vero e proprio ancoraggio della massa di terreno in trattamento
al substrato integro. Quest’azione è, nel caso in esame, quasi sempre pos¬
sibile dato lo spessore che presentano i corpi di frana, in genere non
superiore ai 20 metri.

A questi ancoraggi, nel caso di creazione di scarpate artificiali nella
massa in frana, è affidato il compito di « saldare » la roccia allentata
della scarpata alla roccia integra, mentre, nel caso di imposi¬
zione di nuovi carichi, viene loro anche devoluta l’azione di trasmettere
parte di questi carichi al terreno a letto del piano di scorrimento. Per¬
tanto, è chiara la diversa impostazione del procedimento nel primo o
nel secondo caso.

In entrambi, comunque, gli ancoraggi andranno diretti sia in oriz¬
zontale che verso l’alto onde diminuire gli sforzi di taglio e fino a profon¬
dità di almeno 3-4 metri nella presunta roccia sana. Gli spessori, le
distanze e l’entità della pretensione delle ancore, andranno determinati
a seconda delle dimensioni presumibili e del grado di fratturazione della
massa da sostenere, nonché dell’entità degli eventuali nuovi carichi insi¬
stenti. Si procederà, quindi, alla trazione delle ancore ed alla loro cemen¬
tazione. Nel caso delle previste opere in contrada Feliciusu (fondazioni)
potrebbe anche considerarsi, almeno in via teorica, la cementazione
soltanto nel tratto terminale delle ancore, con bitumatura od altro rive¬
stimento di salvaguardia del tratto restante, onde affidare lo sforzo di
trazione soltanto alla roccia sana. Ciò è, però, in pratica sconsigliabile
data la impossibilità di conoscere, qui, con la necessaria esattezza la
profondità della roccia integra.

Per quanto concerne l’appoggio sul terreno delle ancore, questo
si può realizzare, a seconda della rete stabilita, mediante piastre ripar¬
titrici o travi. Nel caso specifico delle fondazioni del viadotto Feliciusu,
possono servire direttamente allo scopo le pareti, in calcestruzzo armato,
delle cuffie di protezione dei pozzi di fondazione nonché le pareti dei
pozzi stessi. Nelle aree circostanti le pile, data la morfologia del terreno,
la realizzazione di piastre ripartitrici risulta senz’altro più agevole e più
funzionale rispetto alle travi.

30

— 466 —

4. 3. Sistemazioni particolari.

Rimanendo ancora neU’argomento degli interventi da compiere ai
fini di un completo risanamento del versante Feliciusu nella considera¬
zione della realizzazione di un viadotto autostradale, non possono non
considerarsi certe particolari situazioni.

Trattasi di alcuni costoni prossimi alla verticale e rivestiti dal
solito manto allentato ma non in frana, con spessore verosimile non
superiore ai 10 metri. Su questi ricadono le fondazioni di alcune pile
(le ultime del viadotto verso Reggio C.) in posizione pressocché parietale,
avendo il terreno a valle margine non superiore ai 2-3 metri.

Questa situazione che qui può sembrare del tutto particolare e
localizzata, si presenta invece anche per i versanti prospicienti la inci¬
sione subito a nord, Acqua della Signora, dove è in esecuzione un altro
viadotto. Similmente potrebbe presentarsi anche in altri punti dell’area
considerata qualora dovessero realizzarsi opere tipo ponti, viadotti o
costruzioni stradali e ferroviarie in genere.

Gli interventi ulteriori consigliabili in queste situazioni, fermi re¬
stando quelli previsti nel capitolo precedente, devono tendere a costituire
quel contrasto a valle che le strutture, cosi ubicate, non possono avere
date le caratteristiche meccaniche del terreno. Ciò si può ottenere me¬
diante la esecuzione di muri di sostegno in calcestruzzo armato, coadiu¬
vati da speroni. In tali opere, si avrà massima cura per le fondazioni,
portandole fino ad un solido incastro nella roccia integra, peraltro non
difficilmente raggiungibile, nel caso del viadotto Feliciusu, al piede dei
costoni interessati.

Come si è già accennato, situazione analoga a quella del Feliciusu
si verifica per il viadotto che supera l’Acqua della Signora. Qui, però,
data la contenuta luce dell’incisione e l’andamento ortogonale del via¬
dotto rispetto all’incisione stessa, l’azione di sostegno del terreno sul
quale insistono pile in posizione parietale, si può affidare alle stesse
opere necessarie per la sistemazione del corso torrentizio e cioè a briglie
opportunamente integrate. Infatti, ubicando com’è possibile qualche
briglia, grosso modo, in verticale col viadotto, si possono alzare le ali
della briglia stessa fino a dar loro funzione di contrafforti. L’incastro
nella roccia di sponda sarà da effettuarsi soltanto per un’altezza e per
una profondità minima necessaria ad evitarne l’aggiramento e lo scal¬
zamento da parte delle acque. A monte e a valle della briglia, la base
del costone andrebbe sostenuta con muri di altezza e larghezza opportune

^ 467 —

e costituenti un tutt’uno con le ali della briglia medesima. Tutta la
struttura di sostegno può ammorsarsi alla roccia integra del substrato
mediante una parte degli ancoraggi previsti per il risanamento della
zona di fondazione. Potrebbe, cioè, realizzarsi un’opera tipo quella sche¬
matizzata di seguito in figura 27.

Fig. 27. — Schematizzazione della struttura unica briglia-contrafforti, descritta
nel testo.

5. CONCLUSIONI.

Dai dati analitici e dalle considerazioni svolte nei vari capitoli del
presente lavoro, le conclusioni che possono trarsi sono quelle di uno
stato di dissesto o di equilibrio molto precario per tutti i versanti del-
l’Aspromonte tirrenico, costituiti da terreni cristallino-metamorfici.

Si ha, infatti, che questi, date le loro caratteristiche petrografiche
e meccaniche nonché a seguito delle condizioni climatiche della regione,
danno luogo in superfice ad una coltre di terreno estremamente allentato
e degradato con spessori medi di 10-20 metri. D’altro canto i veloci
processi erosivi che interessano le aree esaminate, specie ad opera delle
acque selvagge e conseguenti al recente e particolare sollevamento tetto¬
nico di tutta la regione, realizzano lo sviluppo di numerose incisioni in
via di rapido approfondimento. Ciò pone generalmente in condizioni
limite di stabilità tutto il manto esterno di degradazione sollecitandolo
a scoscendere.

— 468

Si realizza, pertanto, come già detto, un’evoluzione dei versanti
mediante movimenti franosi.

L’entità e la frequenza delle masse che scoscendono o tendono a
scoscendere è in rapporto allo spessore del manto degradato, alla pro¬
fondità dell’incisione che le richiama ed alla inclinazione dei versanti,
avendosi un massimo di frequenza per versanti con inclinazione tra
40 e 60°.

La velocità di traslazione dei corpi di frana è, in genere, molto
lenta e dipende dalla velocità di approfondimento dell’incisione e cioè
dall’azione erosiva che determinano, al fondo di questa, le acque me¬
teoriche.

La dipendenza della progressiva traslazione delle masse rocciose dal
progressivo approfondimento dell’incisione, nonché la natura litologica
e l’assesto strutturale dei materiali, rendono possibile lo scoscendimento
del corpo di frana in maniera solidale, senza cioè scompaginarsi e caoti-
cizzarsi. Ciò determina, però, ugualmente nei materiali che lo costi¬
tuiscono un elevato allentamento meccanico.

Tutte queste modalità di sviluppo rendono gli scoscendimenti in
oggetto dei fenomeni molto infidi e pericolosi sia per quanto concerne
la pura e semplice conservazione del suolo nonché la realizzazione di
eventuali opere di ingegneria e la sicurezza di centri abitati. Gli scoscen¬
dimenti trattati, infatti, vengono spesso non rilevati sul terreno in
quanto è facile venire tratti in errore dalla disposizione grosso modo
ordinata che assumono i materiali del corpo di frana, nonostante che in
molti casi evidenti fronti di distacco dovrebbero senz’altro almeno sugge¬
rire l’esistenza di un fenomeno del genere. In ogni caso, come dimo¬
strato nel capitolo relativo, un valido aiuto per l’individuazione ed il
dimensionamento delle masse in frana può aversi dalle indagini geofi¬
siche, qualora le osservazioni di campagna dovessero venire impedite
nella loro completezza da particolari situazioni locali.

Le cause del diffuso dissesto dei versanti dell’Aspromonte e di tante
altre zone della Calabria, sono di natura geomorfologica e climatica ma
non può considerarsi estranea, anche se indirettamente, l’azione dell’uo¬
mo dato lo stato di estremo abbandono nel quale versano le zone con¬
siderate.

Ciò non va, però, inteso nel senso che può essere possibile artifi¬
cialmente una eliminazione completa dei fenomeni trattati, in quanto
non è possibile arrestare del tutto la naturale evoluzione morfologica
del suolo. È, però, possibile nel nostro caso un disciplinamento ed un
contenimento entro limiti non dannosi, purché si abbia cura di eliminare

— 469 —

o ridurre radicalmente le cause ultime determinanti il fenomeno e cioè
i processi erosivi di scalzamento al piede dei versanti ed approfondi-
Uiento delle incisioni.

Nel presente lavoro si è, così, cercato di segnalare alcuni di quelli
che possono essere i sistemi di intervento più efficaci, prendendo ad
esempio la zona più tipica (contrada Feliciusu) di tutta l’area esaminata.
Ciò anche in considerazione dei lavori autostradali in corso in tale area,
il che ci ha fornito la possibilità di esporre anche alcuni tipi di inter¬
venti, a carattere specifico, tendenti al risanamento ed alla sistemazione
propria dei corpi di frana.

Ai fini di una generale e funzionale sistemazione dei versanti, si
ritiene opportuno ribadire ulteriormente che più che gli interventi a a
posteriori », ormai condizionati dallo sviluppo dei fenomeni, assumono
particolare importanza gli interventi a carattere preventivo se si tiene
presente che, oltre alla maggiore funzionalità, la prevenzione di un
danno comporta sempre un onere economico inferiore a quello connesso
ai rimedi successivi.

Istituto di Geologia deirUniversità di Napoli, dicembre 1968.

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Boli. Soc. Natiir. in Napoli

voi. 77, 1968, pp. 473-480, 4 figg., 1 tav.

Primi risultati deile indagini polliniche
nel bacino lacustre del Vallo di Diano

Nota del socio TERESA DE CUNZO e della dott.ssa AMALIA TAVERNIER (1)

(Tornata del 20 dicembre 1968)

Riassunto. — Gli AA. presentano i risultati di n. 26 analisi polliniclie fatte su
sedimenti di natura argillosa, prelevati rispettivamente nelle parti settentrionale e
meridionale del Vallo di Diano.

I sedimenti comprendono una flora a: Pinus, Abies, Keteleeria, Quercus, Tilia,
Alnus ecc. ; con probabilità corrispondente ad una fase dell’interglaciale Riss-Wiirm,
con caratteri climatici di tipo caldo umido con progressivo raffreddamento verso la
parte alta della serie.

Summary. — The Authors are giving thè results of 26 pollinic analysis made
on clayey sediments collected respectively around North and South parts of Vallo
di Diano.

The sediments show a flora composed by: Pinus; Abies; Keteleeria; Quercus;
Tilia; Alnus; corrisponding probably to thè interglacial stage Riss-Wiirm, with climatìc
peculiarity warm-damp hy progressive cooling upward of thè sequence.

Le analisi dei campioni studiati per il presente lavoro, sono da
inquadrare in un più ampio studio inteso a stabilire possibili corre¬
lazioni tra le antiche conche lacustri dell’Appennino meridionale, quali
appunto il Vallo di Diano e le altre « reliquie di laghi pleistocenici »
(De Lorenzo).

Il Vallo di Diano è uno dei più ampi bacini intermontani in pro¬
vincia di Salerno ; esso è limitato ad Ovest dal massiccio calcareo meso- (*)

(*) Lavoro eseguito col contributo del CNR.

(1) Ringraziamo il prof. F. Scarsella, Direttore dell’Istituto di Geologia dell’Uni¬
versità di Napoli, per i suggerimenti ed i consigli ricevuti durante l’espletamento
della ricerca.

— 474

zoico del Monte Cervati e dei Monti La Mutola ; ad Est dal gruppo
calcareo dolomitico dei Monti della Maddalena. (Tavv. 199-IV-SO e
210-IV-NE della Carta Topografica d’Italia dell’I.G.M.).

La piana del Vallo di Diano è percorsa in tutta la sua lunghezza
dal fiume Tànagro.

È una conca di origine tettonica, già sede di un bacino lacustre,
che si allunga da NO a SE per circa 30 Km da Polla a Casalbuono;

in larghezza si estende da 2 a 6 Km; la sua superficie è di circa 130
Kmq, con un fondo perfettamente orizzontale.

Secondo Fopinione di Mallet, riferita da De Lorenzo, è una
valle che nel Pleistocene era occupata da un lago che si prosciugò a
causa del clima che diventava arido e per l’apporto del materiale che
i numerosi torrenti depositarono in esso ; il conseguente interrimento
e l’erosione regressiva della soglia, lasciarono ancora in epoca storica
una lunga pianura paludosa bonificata poi dai Romani.

__ 475 —

Considerazioni di carattere geomorfologico, basate sul fatto che la
erosione è molto giovane, fanno ritenere che Fincisione della soglia di
Campestrino, per l’erosione regressiva che ha provocato l’estinzione del
lago, sia di probabile età wiirmiana, e pertanto i sedimenti che hanno
riempito il lago rappresentino l’interglaciale Riss-Wiirm, caratterizzato
da un clima piuttosto caldo.

I campioni presi in considerazione per la presente nota, sono 26,

e provengono da zone marginali del Vallo di Diano; 8 campioni
sono stati presi nei dintorni di Polla, all’estremità NO del Vallo, profit¬
tando dei recentissimi tagli per lavori stradali, e sono numerati da 1 a 8
con sigla (( C » ; gli altri sono stati prelevati in località « Pantanelle »,
sita alle falde dell’altura di Montesano sulla Marcellana ; questa località
è al margine SE del bacino del Vallo di Diano.

La serie dei campioni raccolta in località Pantanella (Km 2,5 della
SS 103), proviene da un livello stratigraficamente più alto rispetto a
quello della serie raccolta nei dintorni di Polla.

— 476 —

I campioni di tale località sotto Montesano, di natura argillosa,
sono 14, indicati con la lettera « M », e numerati da 1 a 14. Sono
stati raccolti lungo il fronte, alto circa 5 m, di una cava di argilla.

Altri campioni numerati da 1 a 4 e siglati con lettera « FS », stu¬
diati col solo intento esplorativo, non sono compresi nel conteggio della

-H-CARPINUS ^ -A- QUERCUS ; TILIA *

Fig. 3o — Diagramma pollinico rappresentante le percentuali delle singole essenze nei
campioni ; in ascissa le percentuali da 0 a 60 % , in ordinata i campioni da Mi
a M14.

serie sopra esposta, perchè prelevati in un taglio stradale nei dintorni
di Polla sottostante e non correiabile a quello di Polla sopradetto.

La serie campionata nei dintorni di Polla, sul lato S del ponte
dell’autostrada all’altezza del vecchio innesto della SS 19 per le Calabrie
all’incirca al Km. 56, è costituita da un’alternanza di strati di argilla

477 —

giallastra chiara e bigio scura (campioni siglati con lettera C e numerati
da 1 a 5), cui si sovrappone uno strato di sabbia gialla (C5) e infine uno
strato di piroclastite biancastra (C7) con inclusi straterelli più scuri (Cg)»
Tutti questi campioni sono risultati affatto privi di granuli pollinici.

La serie campionata a Montesano sulla Marcellana, nella località
suaccennata di Pantanelle, è rappresentata da campioni di argilla di
colore variabile tra il bigio scuro (M^), il bigio chiaro (Mg, M3, M4, M5,
M7, Mio, Mii, M13) e il giallastro (Mg, Mg, Mg, M12, M14) ; è da notare
che i campioni: M2, M3, M5, Mg, M12, M14 si sono rivelati ricchi, e

Fig, 4. — Diagramma cumulativo rappresentante le percentuali delle essenze nei
Hyde H. a, e Adam K. F., 1958 - An alias of airborne poUen grains, Macmillan e
co., LTD, London.

rMi4 ricchissimo, di gusci di lamellibranchi, determinati come appar¬
tenenti al genere Dreissena^ tipico rappresentante di acque dolci (1).

I campioni di tutte queste serie, sono stati raccolti ad una distanza
media Funo dalFaltro di circa 10 cm.

Nei campioni della serie di Montesano sulla Marcellana, si è rin¬
venuto un numero abbondante di granuli pollinici, sia per quantità di
uno stesso genere sia per varietà di essenze arboree rappresentate. Scarsa
invece la presenza di piante erbacee.

Da notare la presenza, anche se non frequente, di pollini di Dacry-
dium, e abbastanza frequente, quasi costante, di pollini di Keteleeria, es¬
senze queste attualmente non viventi in Italia e nemmeno in Europa. Rite¬
niamo opportuno a questo punto mettere in risalto il rinvenimento di

(1) Ringraziamo la dott. P. Bonardi de Capoa che ci è stata di valido aiuto
a questo proposito.

— 478 —

queste Conifere, in depositi dell’Appennino meridionale ; già Paganelli
(1962) fa rilevare l’importanza del rinvenimento della Keteleeria^
(( . . . in quanto detta pianta viene considerata oggigiorno esotica per il
nostro continente ed il suo attuale areale di distribuzione è limitato ad
alcune zone della Cina e del Giappone soltanto. » ; osserva inoltre che
la Keteleeria, in Europa, è stata rinvenuta solo molto raramente nel
Quaternario, mentre rinvenimenti di Keteleeria sono più frequenti nel
Terziario specialmente nel Miocene (Macko 1957-1959), e nel Pliocene
(SzAFER 1946-1947).

Dal diagramma ( fig. 4) risulta evidente una notevole variazione
di frequenza in senso verticale dei granuli pollinici sia a carattere
qualitativo che quantitativo. I campioni prelevati a Polla sono risultati
quasi del tutto sterili ; i pochi granuli di Chenopodiacee rinvenuti non
sono affatto sufficienti come indicatori climatici.

Diversa è la situazione per i campioni raccolti a Montesano sulla
Marcellana. In questi si riscontra una notevole abbondanza di granuli
pollinici sicuramente indicativi di un clima ben definito, che si è potuto
riconoscere come un clima caldo umido.

L’associazione della flora da noi rinvenuta comprende : Pinus,
Abies^ Keteleeria, Podocarpus, Dacrydium, Juniperus, B etnia, Alnus,
Corylus, Carpinus, Qiiercus, Acer, Tilia, Pterocarya, Ericaceae, Cheno-
podiaceae, Compositae ; essenze queste, indicative appunto di clima caldo
umido, di tipo atlantico.

Dal diagramma, più precisamente, si nota una variazione climatica
del caldo, che già compare nei campioni più bassi della serie, raggiunge
una punta massima a metà, per tornare poi ad abbassarsi verso il limite
superiore della serie stessa.

Pertanto i sedimenti studiati, contenenti la flora sopra enunciata,
possono essere attribuiti, a nostro avviso, all’interglaciale Riss-Wùrm,

Istituto di Geologia dell’ Università di Napoli, dicembre 1968.

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TAVOLA 1.

Figg. 1, 4, 7.

. — Keteleeria

Figg. 2, 8.

— Abies

Figg. 3, 5.

— Pinus

Figg. 6, 10, 11. — Quercus

Figg. 9, 14.

— Forme indeterminate

Fig. 12.

Tilia

Fig. 13.

Ericacea

Figg. 15, 16.

— Carpinus

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Ricerche sulla fauna del Sarno

II. - Studio ecologico di una zona del corso inferiore

Nota dei soci P. BATTAGLINI, A. PIERANTONI e della dott.ssa G. PERCUOCO

(Tornata del 28 giugno 1968)

Riassunto. — Gli Autori, in questa seconda nota della serie « Ricerche
sulla fauna del Sarno », riportano gli studi effettuati in una zona del corso infe¬
riore del fiume Sarno.

La fauna ivi albergante, costituita da 25 specie appartenenti a 6 phyla ani¬
mali, è legata nella sua distribuzione alle caratteristiche fisico-chimiche dell’acqua.
Gli esami fisico-chimici hanno messo in luce che questa zona ha acque con pro¬
prietà tipiche di ambiente polisaprobio. Le analisi faunistiche convalidano i dati
fisico-chimici per Fabbondanza in tale zona di animali di acque molto inquinate.

Viene messo in evidenza che le variazioni quantitative temporali sono da ascri¬
vere alFacereseiuta preponderanza degli individui delle specie tipiche di acque
inquinate.

Anche in questa zona sono state rilevate differenze tra le comunità animali
alberganti sulle due sponde, legate alla peculiarità del corrispondente habitat.

Summary. — In this second note of thè series « Investigations about thè fauna
of Sarno river » we report a study on a tract of lower river.

The fauna, which has been found to be constituted from 25 species belonging
to six phyla, depends in its distribution on thè physico-chemical properties of thè
water. The physico-chemical tests show this tract is characterized by waters typical
of a polysaprobic environment.

The same conclusion is obtained by thè study of thè fauna, which reveals in
this tract a prevalence of animals typical of very polluted waters.

Temperai quantitative variations ha ve been observed ; howerer we ascribe
them to an augmented preponderance of individuai belonging to thè species typical
of polluted waters.

In this tract between thè animai communities inhabiting each of thè two
river sides we have found also qualitative differenees connected with thè properties
of thè corresponding habitat.

31

— 482 —

1. Introduzione.

In una prima nota della serie « Ricerche sulla fauna del Sarno »
(Battaglini e coll., 1967) abbiamo riportato le caratteristiche fisiogra-
fiche del fiume Sarno e gli aspetti ecologico-faunistici della sorgente e
del corso superiore. L’esame delle proprietà ambientali e della fauna
ha fatto notare che tale porzione del Sarno ha tutti i caratteri di un
fiume ad acque ossigenate e naturali con organismi animali tipici di
ambiente torrentizio. Un confronto effettuato tra le due sponde contrap¬
poste ha messo in evidenza che le diversità quantitative e qualitative
della fauna erano legate essenzialmente alle variazioni di velocità delle
acque ed alla vegetazione sommersa ed emergente.

In questa seconda nota viene riportato lo studio delle interrelazioni
ecologiche degli organismi animali viventi in una zona del tratto infe¬
riore del fiume Sarno, posta quasi alla foce.

Ciò perchè si era notato che gli affluenti principali del fiume,
ossia la Cavaiola e il canale di S. Antonio Abate, avevano acque con
caratteri fisico-chimici macroscopici molto alterati dalla immissione in
essi di scarichi industriali e urbani. ( Si tenga presente che questi due
affluenti attraversano aree a denso insediamento umano). Inoltre, anche
lungo tutto il corso medio e inferiore del Sarno si immettono diretta-
mente effluenti urbani ed industriali.

La scelta, perciò, di una zona posta a circa 1 Km. dalla foce è
parsa opportuna in quanto in essa zona si possono trovare sommate le
caratteristiche fisico-chimiche e faunistiche della porzione a monte va¬
riamente modificate dalla presenza delle immissioni suddette. L’ana¬
lisi ecologico-faunistica è stata eseguita sulle sponde sinistra e destra
studiando essenzialmente gli aspetti fisico-chimici dell’acqua e gli in¬
vertebrati alberganti a ridosso della vegetazione sommersa.

2. Metodiche,

Per lo studio della fauna e delle caratteristiche ambientali della
zona del tratto inferiore del fiume Sarno, sono stati effettuati tre pre¬
lievi (16/7/1967, 8/10/1967, 12/11/67) in concomitanza a peculiari
aspetti metereologici e stagionali che potevano influenzare la portata
fluviale e la natura dell’acqua.

-- 483 —

In ogni prelievo sono stati effettuati campionamenti della fauna
e deU’acqua ; per la fauna, lungo le sponde destra e sinistra ; per Fac-
qua, che con le sue proprietà fisico-chimiche rappresenta in pratica
l’ambiente, venivano effettuati prelevamenti lungo la sponda sinistra,
destra ed al centro del corso d’acqua.

I campionamenti faunistici e fisico-chimici venivano effettuati
contemporaneamente ed in zone adiacenti.

2. 1. Metodi fisico-chimici.

I prelievi d’acqua da utilizzare per le determinazioni fisico¬
chimiche sono stati effettuati a circa 15 cm. di profondità tramite una
doppia serie di bottiglie di polietilene scura di 250 mi. e 1000 mi.
L’acqua delle prime veniva utilizzata per la determinazione delFOD
previo immediato tamponamento con MnCl2 e K J in soluzione alca¬
lina, mentre quella delle bottiglie da 1000 mi. veniva raccolta per le
altre determinazioni.

La temperatura dell’aria e dell’acqua è stata rilevata con termo¬
metri a mercurio e con contenitore aventi una precisione di + 0,5°C.

II pH è stato determinato : sul posto con cartine colorimetriche
indicatrici, in laboratorio tramite piaccometro.

Gli elettroliti, l’OD, il BOD, il saggio di stabilità, le sostanze
organiche complessive, il residuo secco e la silice, sono stati determi¬
nati con metodiche consigliate dall’O.M.S. e indicate dagli a Standard
Methods », e che verranno riportate in dettaglio in una prossima nota
delle « Ricerche sulla fauna del Sarno ».

2. 2. Metodi faunistici.

Il prelievo dei campioni della fauna fluviale è stato effettuato
per mezzo di un retino circolare con diametro di cm. 18, di mi. 1850
di capienza e con apertura di ciascuna maglia di 0,1 mm. Ogni cam¬
pionamento è stato fatto in un tempo costante, 10 minuti circa, reti-
nando contro corrente per sei volte consecutive e facendo filtrare per
ogni singola retinata quasi tutta l’acqua. In tal modo si sono filtrati
circa 11 litri d’acqua concentrando sul fondo gli animali. Ogni cam¬
pione veniva conservato in singoli boccacci rettangolari di eltex-polie-
tilene da 500 mi. riempiti fino a 250 mi. ed etichettati.

La cernita ed il riconoscimento della fauna furono eseguiti in
laboratorio, dopo aver aggiunto piccole quantità (circa 1%) di forma¬
lina all’insieme prelevato. Per l’identificazione ed il conteggio degli

— 484 —

animali si fece uso di microscopi stereoscopici da dissezione con ingran¬
dimenti variabili da 5 x a 50 x .

Per l’identificazione e lo studio degli esemplari più piccoli (Tur-
bellari, Rotiferi, etc...) furono approntati vetrini previa fissazione in
appropriati liquidi ed eventuali colorazioni.

3. Risultati,

3. 1. Proprietà fisico-chimiche.

I dati fisico-chimici, riportati nella tabella I sono relativi ai tre
campionamenti da noi effettuati nella zona studiata.

Come si nota per ogni prelievo è stato dato un unico valore, rap¬
presentante la media dei dati relativi alla sponda destra, sinistra e
centro fiume, poiché i tre suddetti valori non mostravano alcuna
differenza apprezzabile. Contrariamente a quanto esposto nella prima
nota ( Battaglini e coll, 1. c.), le proprietà fisico-chimiche dell’acqua
del tratto del corso inferiore del Sarno sono proprie di un’acqua forte¬
mente inquinata appunto per le ragioni già esposte precedentemente
(v. parag. 1).

I valori del pH sono pressocchè identici nei due primi prelievi
e sono propri di un’acqua lievemente alcalina e quello in data 12/11
tende più verso l’alcalinità. L’alcalinità espressa in CaCOg è pressocchè
identica, mentre l’OD sia in p.p.m. che in \% di O2 saturato presenta
un notevole abbassamento nel campionamento effettuato l’8/10/1967.
Il BOD conferma i valori dell’OD verificandosi in tale data un innal¬
zamento intorno ad una concentrazione di 6 p.p.m. che si nota anche
in data 12/11.

Le sostanze organiche in loto presentano pressappoco gli stessi

valori con un piccolo aumento in data 16/7. Rispetto agli elettroliti,
rNH4+, nei prelievi deU’fi/lO e del 12/11, ha una notevole concen¬
trazione che si può considerare vicino al valore in cui i pesci hanno
difficoltà di sopravvivenza (Alabaster e Herbert, 1954).

L’N02“ è notevole nel prelevamento del 12/11 mentre per gli
altri due si mantiene su valori piuttosto modesti. La concentrazione
deirAl+ + + aumenta nei due prelievi delLfi/lO e del 12/11 rispetto
al primo prelevamento. Gli altri ioni si mantengono su dati quasi
costanti, sia pure con una media piuttosto alta; ma dobbiamo ricordarci
che ci troviamo di fronte ad un’acqua con caratteristiche alterate.

Abbiamo effettuato da ultimo il test al permanganato per renderci

— 485 —

TABELLA 1.

DATI CHIMICO-FISICI®

I6/7/é7

8/10/67

12/11/67

o

Températura ambiente in C.

28. 2

25

17

o

Temperatura acqua in C.

17

15

12.2

pH

7. 30

7. 25

7,80

Durezza

202

223

202, 15

Alcalinità

410

405

395

OD

1,49

0, 76

2,52

OD ( % O2 sat. )

16,44

8, 17

26,76

BOD

4, 66

6,08

6,38

Sostanze organiche

1,84

1,41

1,24

0

Residuo secco a HO C.

632

650

786

0

Residuo secco a 180 C.

580

630

Silice

56,0

50,0

45,0

NO ” .

! 0,03

0, 015

0, 10

NO“

0, 03

0, 05

0,01

3

CI “

17, 05

35,0

10. 50

so-“

90,46

92, 0

81, 30

PO--

3,05

3,00

3,03

1,52

2. 58

2, 74

0, 05

0, 60

0. 50

Fe*

0

0

0

Cu^+

0

0

0

++

Cd.

0

0

0

Saggio di stabilità

aerobio

aerobio

aerobio

®Tutti i dati sono espressi in p p.m. eccetto : temperatura ambiente, temperatura
acqua e pH.

conto del tipo di inquinamento di questa zona del corso inferiore. Dal
rapporto 4h/3' secondo la tecnica suggerita da Klein (1962), abbiamo
potuto desumere che il tipo di inquinamento sta tra l’industriale ed il
domestico essendo tale rapporto uguale a 2,80.

Ciò rappresenta una conferma ai dati analitici avuti che facevano
supporre un’immissione nel fiume Sarno di effluenti fecali e industriali.

486

3.2, Caratteri e struttura della comunità animale.

La comunità animale da noi individuata complessivamente, ossia
nei tre prelievi, è riportata nella tabella II ove sono elencati i valori
della abbondanza che ogni specie ha avuto durante ogni prelievo.

TABELLA IL

Elenco generale della fauna e sua distribuzione temporale e spaziale. (S = sponda

sinistra; D = sponda destra).

PRELIEVI

Numero

16/7/67

8/10/67

12/11/67

FAUNA

individ.

S

D

S

D

S

D

PLATELMINTI

Phoenocora «nipunctata

76

1

6

65

4

Microstomum lineare

Z8

8

20

Dendrocoelum lacteum

4

4

Stenostomum leucops

200

155

45

Mesostoma lingua

30

30

ROTIFERI

Philodina citrina

27

15

4

8

Rotaria neptunia

88

49

39

Testudinella patina

1

1

NEMATODI

Rhabdolaimus sp.

33

6

2

6

19

MOLLUSCHI

Gasteropodi

Paludina vivipara

2

2

ANELUDI

Oligocheti

Tubifex tubifex

72

1

34

9

11

17

Aelosoma hemprichi

49

l

30

3

6

9

Branchiobdella sp.

123

123

Chaetogaster sp.

58

6

7

38

7 1

ARTROÌ=ODI !

Crostacei

Cladoceri

Daphnia longispina

Copepodi

2

2 1

Eucìclops agiSis

495

45

22

38

119

177

94 i

Cyclops strenuus

Isopodi

97

6

6

7

23

35

18

Asellus aquaticus

1

1

ABellua fluviatilia

21

4

6

IO

1

Insetti

Emitteri

Corixa ap.

Coleotteri

1

1

Haliplus lineatocollis

Tricotteri

1

1

Oxyethira sp.

Ditteri

1

1

GMroaomus thumni (larve)

24

8

3

3

10

Chironomu.8 plumosus (larve)

4

4

Chaoborus sp. (ninfe)

2

1

1

ZOOCENOSI

1440

9i

35

512

320

304

178

— 487

In tale tabella si può notare che il numero totale degli organismi
ammonta a 1440, cosi distribuiti nei tre prelie¥Ì: 126 nel primo, 832
nel secondo, 482 nel terzo. Da questa ripartizione è evidente che non
esiste una uniformità nel numero delle zoocenosi nei tre momenti. Ciò
risulta anche dal confronto delle diversità quantitative dei campioni
raccolti in corrispondenza delle due sponde. Difatti, mentre sulla riva
sinistra, durante il primo campionamento, si raccolgono 91 animali
appartenenti a 12 specie diverse, in quella di destra ne sono presenti 35
di solo 4 specie. In occasione delFindagine deir8/10/1967, erano regi¬
strati 512 animali raggruppati in 15 specie sulla sponda sinistra; sul¬
l’altra si rilevavano 11 specie con 320 esemplari. Infine il 12/11/1967,
alle 12 specie con 304 individui presenti sulla parte sinistra, si con¬
trapponevano, sulla riva opposta, 178 individui appartenenti a 10 specie.

Dalla stessa tabella si osserva che l’insieme delle zoocenosi è ascri¬
vibile a sei phyla ( Platelminti, Rotiferi, Nematodi, Molluschi, Anellidi
e Artropodi). Gli Artropodi per iJ loro numero elevato, 649, e per la
derivante percentuale (56,9%) sono nettamente predominanti sul nu¬
mero totale degli animali. Seguono i Platelminti in numero di 338,
corrispondenti al 23,4 % ; poi i 302 Anellidi rappresentanti il 20,9 % ;
i 116 Rotiferi con l’fi i% ; i Nematodi con 33 esemplari, pari al 2,3 % ;
ed infine gli unici 2 Molluschi pari allo 0,1 %.

Tra gli Artropodi le complessive 11 specie sono così ripartite:
5 nel subphylum dei Crostacei e le rimai^enti sei in quello degli Insetti,
Tuttavia i Crostacei sono chiaramente abbondanti (616 individui),
mentre gli Insetti sono poco numerosi (33 esemplari).

3.3. Analisi qualitativa e quantitativa della comunità animale.

L’aspetto complessivo dei rapporti qualitativi e quantitativi della
comunità è espresso dalla fig, 1.

Il raggruppamento è fatto in taxa per far meglio risultare i rap¬
porti intercorrenti tra i vari gruppi faunistici (1),

Si può quindi notare che dal punto di vista percentuale il maggior
gruppo è quello dei Copepodi, cui seguono i Platelminti e gli Oligo¬
cheti. Questi taxa, essendo caratteristici di ambiente inquinato, di già
indicano la condizione limitante di tale porzione del fiume Sarno.

(1) Per la comodità e Fimportanza delFutilizzazione dei gruppi tassonomici
«Taxa» vedi Battaglini e coll. (Le.).

488

W PIATE LMINTI

ili ROTIFERI

NEMATODI

GASTEROPODI

OLIGOCMETl

CLADOCERI

Ì8 COPEPODI

M ISOPODI

EMITTERI

COLEOTTERI

TRICOTTERI

DITTERI

Fig. 1. — Composizione percentuale
prelievi.

della Zoocenosi totale raccolta durante

tre

I rapporti più significativi delFinsieme della comunità è però opportuno
vederli in quel tipo di analisi riportato dalla tabella III, ove sono i

valori percentuali di ogni specie rispetto alla zoocenosi.

489

TABELLA IH.

Valori della dominanza. (S = sponda sinistra; D = sponda destra).

PRELIEVI

16/7/67

8/10/67

12/11/67

Tòtali

FAUNA

S

D

S

D

S

D

PLATELMINTI

Phoenocora.\mipimctata

l, 1

1,2

20, 3

1, 3

5. 3

Microstomum lineare

8. 8

3.9

2.0

Dendrocoelum lacteum

2,2

0. 3

Stenostomum leucops

30. 3

14, 1

13,9

Mesostoma lingua

5,9

2. 1

ROTIFERI

Philodina citrina

16, 5

11,4

4, 5

1,9

Rotafia’iieptunia

9, 6

12. 2

6. 1

Testudinella patina

0, 6

0, 07

NEMATODI

Rhabdolaimus sp.

1,2

0. 6

2, 0

10,7

2. 3

MOLLUSCHI

Gasteropodi

Paludina vivipara

0. 7

0, l

ANELLIDI

Oligocheti

Tubifex tubifex

1, 1

6. 6

2, 8

9, 5

5, 0

Aelosoma hemprichi

1. 1

5.9

0.9

2^0

5. 1

3.4

Branchiobdella sp.

20, 0

8, 5

Chaetogaster sp.

1.2

2, 2

12. 5

4. 0

4, 0

ARTROPODI

Crostacei

Cladoceri

Daphnia longispina

Copepodi

0, 6

0, l

Eucyclops agilis

49,4

62.9

7,4

37, 2

58,2

52, 8

34,4

Cyclops strenuus

Isopodi

8, 8

17, 1

1.4

7,2

11,5

10, 1

6, 7

Asellus aquaticus

1, 1

0. 07

Asellus fluviatilis

0. 8

2, 0

3. 3

0,6

1,5

Insetti

Emitteri

Corixa sp.

Coleotteri

1, 1

o

o

Haliplus lineatocollis

Tricotteri

0.2

0,07

Oxyethira sp.

Ditteri

1, 1

0,07

Chironomus thumni (larve)

8, 8

8,6

0.6

3. 3

1,7

Chironomus plumosus (larve)

1, 3

0, 3

Chaoborus sp. (ninfe)

1, 1

0, 3

0, l

Questa tabella è stata già espressa con valore riassuntivo nella fig. 1
per cui sembrerebbe un doppione della suddetta figura. Ciò non è vero,
perchè la tabella esprime i rapporti percentuali di ogni specie ossia
l’influenza che ogni singola specie ha sul complesso del campionamento,
sia in senso temporale che spaziale, cioè durante ogni prelievo ed in
ogni sponda.

— 490 —

Da questa tabella si nota che esistono specie che rappresentano la
maggior percentuale sia nei riguardi di tutti i prelievi che nell’ambito
del proprio phyluin. Si fanno queste differenze perchè alcune specie
sono più rappresentate in ogni prelievo, mentre altre lo sono nel totale.
Cosi fra i Platelminti si evidenzia Stenostomum leucops (200 indivi¬
dui) ; tra i Rotiferi Rotaria neptunia ( 88 esemplari) ; tra i Crostacei
Eucyclops agilis (495 campioni); tra gli Insetti Chironomus thumni
(24 rappresentanti).

Per esaminare meglio l’aspetto quantitativo si è proceduto allo
allestimento della tabella IV che esprime i rapporti percentuali di ogni
singolo taxon ed il numero di specie con il quale esso è rappresentato.

Questa tabella, infatti, riporta l’insieme di 12 taxa (Platelminti,
Rotiferi, Nematodi, Gasteropodi, Oligocheti, Cladoceri, Copepodi, Iso-
podi, Emittori, Coleotteri, Tricotteri e Ditteri) che più significativa¬
mente rappresentano la fauna esaminata.

L’esame comparativo dei taxa e delle specie fa notare che mentre
il numero di specie è minore nel primo prelievo e quasi uguale negli
altri due, quello dei taxa è pressocchè uniforme in tutti i campio¬
namenti.

Del resto anche la fig. 1 mostra quali taxa abbiano un ruolo
preponderante nelle comunità. Infatti mentre il rapporto percentuale
55-45 tra non- Artropodi (tale termine ha solo valore di raggruppa¬
mento faunistico e non sistematico) ed Artropodi fa notare la prepon¬
deranza dei primi rispetto ai secondi, se invece si esaminano i soli taxa,
il gruppo preponderante (41,1 % della intera comunità) è quello dei
Crostacei Copepodi,

Per giunta questi ultimi sono presenti in misura preponderante
con la specie Eucyclops agilis che quindi, secondo la dizione di Weis-
Fogh (1948), è dominante e costante sia nel tempo che nello spazio.

Al secondo posto si ritrova Stenostomum con il 14 % ed infine
al terzo Branchiobdella con r8,5 \% ,

Per analizzare l’andamento della comunità nel tempo e per sponde
mediante la contrapposizione di valori quantitativi degli individui, delle
specie e dei Taxa, si sono adoperati i grafici riportati nelle figg. 2. 3 e 4.

Nel grafico della fig, 2 si può notare un aumento costante di indi¬
vidui dal prelievo 16/7 al prelievo 8/10, mentre tra quest’ultimo ed
il 12/11 si verifica una brusca variazione negativa. Inoltre la sponda
destra presenta una densità faunistica sempre minore rispetto a quella
della sinistra.

— 491 —

TABELLA IV.

Distribuzione percentuale dei taxa (a) e numero di specie (b).

TAXA

i 6/7/67

8/10/67

12/11/67

PLATELMINTI a

7, 1

38,5

1,6

b

Z

4

2

ROTIFERI a

15,1

10,6

1.9

b

1

1

2

NEMATODI a

i.d

5,2

b

1

1 ;

GASTEROPODI a

0,4

b

1

OLIGOCHETI a

1.6

25,5

18,2

b

Z

4

3

CLADOCERI a

0.2

b

1

COPEPODI a

64, 3

22,4

67,2

b

2

2

2

ISOPODI a

0, 8

1.2

2,3

b

1

1

1

EMITTERI a

0,8

b

1

COLEOTTERI a

0. 1

b

1

TRICOTTERI a

0.8

b

1

DITTERI a

9.5

0,4

3,1

b

2

1

3

Numero complessivo di specie

12

16

15

Numero dei Taxa

8

9

8

La fig. 3 illustra randamento delle specie durante i 3 prelievi
che è simile a quello già descritto degli individui. Anche qui si verifica
il culmine in rapporto aU’B/lO e la preponderanza di specie nella zona
sinistra rispetto alla riva opposta.

Fig. 2. — Variazioni in numero di individui per durante i prelievi. (S = sponda
sinistra ; D = sponda destra ; T = intera zona).

15

T

I I

16-7 8-10 12-11

prelievi

Fig. 3. — Variazioni in numero di specie durante i prelievi (S = sponda sinistra;
D = sponda destra; T = intera zona).

— 494 —

Anche il grafico della fig. 4, ottenuto con la distribuzione tempo¬
rale dei taxa, si presenta identico con un culmine in occasione del-
r8/10/67.

4. Discussione e conclusioni.

Queste ricerche sugli Invertebrati presenti nell’ultimo tratto del
fiume Sarno, hanno messo in evidenza che gli animali ivi localizzati

appartengono a sei phyla.

Tale numero, in senso assoluto, indicherebbe che la comunità
faunistica è piuttosto eterogenea e che quindi nell’habitat esaminato i
fattori ecologici hanno limiti molto ampi.

Invece i dati fisico-chimici indicano che le proprietà dell’acqua
di tale zona sono quelle di un’acqua fortemente inquinata. Infatti si
può agevolmente osservare un bassissimo valore dell’OD e, di contro,
un alto valore del BOD. La presenza degli ioni NOg”, NOg", NH4^
ed S04““ è indice di una notevole polluzione in atto. L’elevato tasso
del « Residuo secco » e delle « Sostanze organiche » spiega ancora il
forte intorbidamento del fiume.

Il valore più indicativo, rispecchiante un’accentuazione dei dati
negativi, legata al prelievo 8/10, è di 0,76 p. p. m. e di 8,17l%' di OD.

495 ~

Questo notevole abbassamento può attribuirsi, probabilmente, alla
minore portata del fiume durante tale prelevamento, in relazione alla
maggiore magra estiva, ed alla concomitanza con il periodo di mag¬
giore attività dell’industria conserviera, che abbonda nel bacino idro¬
grafico del fiume Sarno.

Queste osservazioni farebbero ipotizzare una diminuzione assoluta
della zoocenosi fluviale in corrispondenza a tale data ; invece dai dati
della indagine biologica si nota un vero e proprio aumento della fauna
durante tale massimo inquinamento. La zoocenosi infatti ammonta
sulle due sponde ad un totale di 832 individui.

Rilevato che l’esame biologico quantitativo non spiega questa
apparente contraddizione, è necessaria un’attenta osservazione, soprat¬
tutto qualitativa, delle specie riscontrate ; a tale scopo ci siamo serviti
delle tabelle II e IH.

In queste si osserva che l’aumentato numero di individui del
prelievo 8/10 (832 sui 126 del primo prelievo e sui 482 del terzo)
è causato non da una più o meno equa ripartizione degli animali
appartenenti ai vari phyla, ma dalla preponderanza degli individui
del phylum dei Platelminti e degli Anellidi rispettivamente rappresen¬
tati da 321 esemplari pari al 38,5*% e da 212 con il 25,75% di dominanza.

È da tener presente che in tale prelievo aumentano gli individui
di tutte le specie di Platelminti ad eccezione di Dendrocoelum lacteum.

Inoltre le specie Phoenocora (8,5%), Microstomum (2,4%),
Stenostomum (24%), Mesostoma (3,61%), Branchiob della (14,7%)
e Tuhifex (5,2%), costituenti nel complesso il 58,4 1% della intera
zoocenosi di tale prelievo, sono caratteristiche di un ambiente lotico
molto inquinato.

Un fenomeno peculiare di tale zona è pure quello della quasi
scomparsa dei Platelminti e notevole diminuzione degli Oligocheti nel
prelievo I2/II. Ciò può essere messo in rapporto alle migliorate con¬
dizioni ambientali (v. tab. I) ed alla maggiore portata del fiume
durante tale prelievo, maggiore portata determinata dalle notevoli
piogge precedenti a tale data. Per cui si ha una maggiore eterogeneità
nella comunità con diminuzione della zoocenosi.

Pertanto, come ora è stato nettamente dimostrato, è evidente che
i dati fisico-chimici non smentiscono quelli biologici, ma ambedue
confermano la situazione di un ambiente fluviale con acque molto
inquinate.

Un altro aspetto interessante che caratterizza tale zona del fiume
è quello rappresentato graficamente nelle figure 2, 3 e 4.

496 —

Si è già sottolineato che, sia l’andamento del numero degli indi¬
vidui che delle specie, è simile ; ossia presenta un picco massimo in
corrispondenza deir8/10/1967. Sembra perciò che questi risultati in¬
firmino quanto invece asseriscono vari A. A. (Hesse et alia 1961,
Battaglini et alia l.c. e così via). Questi rilevano che ad un aumento
del numero degli individui corrisponde sempre una diminuzione nella
quantità delle specie, ciò a causa, opinano, dell’effetto della selezione
ambientale.

Invece i nostri dati non contraddicono, ma convalidano le citate
asserzioni. Invero l’aumento numerico degli animali campionati è stato
già spiegato come risultante della proliferazione di individui apparte¬
nenti a specie di ambiente polisaprobio.

L’aumento delle specie è da mettere in relazione anche alla pre¬
senza, fra i Platelminti, sempre in occasione di tale data, di quattro
specie sulle cinque ritrovate in tutta la indagine, mentre negli altri
prelievi comparivano due su cinque.

Riguardo all’aumento dei taxa, in concomitanza del prelievo
8/10/67, si può constatare dalla tabella IV che i valori sono pressocchè
simili. Inoltre, a livello di tali gruppi, non si può avanzare nessuna
ipotesi plausibile, per la presenza dei Molluschi assenti il 16/7 e
r8/10, e dei Nematodi assenti soltanto il 16/7.

L’ultimo dato che l’analisi faunistica permette di rilevare è quello
relativo alle differenze riscontrate, durante tutti i prelievi, tra le due
sponde; poiché si è visto che la riva sinistra è sempre più popolata
di quella destra.

Questo fenomeno, a nostro avviso, è da mettere in relazione alle
diverse condizioni delle due sponde : la sponda sinistra presenta una
maggiore vegetazione della destra, ed in più, su quest’ultima, vi sono
diversi nuclei di abitazioni i cui scoli e scarichi sono appunto lungo
tale riva. Un altro fatto, che probabilmente determina tale condizione,
è lo sbocco poco più a monte, dalla parte destra, del canale di Pompei
che convoglia tutte le acque provenienti da tale vicino comune e
dalle zone limitrofe.

In ultima analisi possiamo concludere che il tratto inferiore del
fiume Sarno ha l’aspetto di un corso d’acqua che i dati fisico-chimici,
ecologici e faunistici classificano come notevolmente inquinato.

Istituto di Biologia Generale e Genetica dell’ Università di Napoli e Laboratorio
Chimico Provinciale - Sezione di Castellammare di Stabia.

— 497

BIBLIOGRAFIA

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32

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Processi ueroaii delle lornate e delle assemoiee generali

Verbale delFadenaeza del 23 febbraio 1968

Presidente: A. Palombi Segretario: B. D’Aegenio

La seduta è aperta alle ore 17,45« Sono presenti i soci: A, Palombi, P. Vittozzi,
G. Guzzetta, L. Brancaccio, A. Vallarlo, S. Augusti, G. Mazzarelli, C. Desiderio.

Presiede la seduta il vice-presidente Prof. Palombi. Dopo la lettura del verbale
il Prof. Palombi presenta ai soci la prima parte -del' volume 75 del Bollettino (anno
1967) che, data la accresciuta mole, vede la luce quest’anno diviso in due parti, e
coglie l’occasione per rivolgere al socio Dott. Antonio Vallario il vivo ringraziamento
della Società per la sua apprezzata opera di Redattore. La gratitudine del Sodalizio
va anche al Dott. Mario Torre, aspirante socio, il quale ha collaborato col Dott. Val¬
lario per la parte iconografica. Non essendoci altro argomento alFo.d.g. e mancando
la presentazione di note da parte dei Soci, alle 18,15 la seduta è chiusa.

Verbale delFadunanza del 29 marzo 1968

Presidente: A. M. Maccagno Segretario; B, D’Argenio

La seduta è aperta alle ore 17,30.

Sono presenti i Soci : N. Antonucci, L. Brancaccio, A. Palombi, S. Augusti,

A. M. Maccagno, A. Lazzari, B. D’Argenio, A. Vallario, V. Zamparelli Torre, P. Vit¬

tozzi, M. Moncharmont Zei, T. De Cunzo, T. Pescatore, P. De Castro, A. Pierantoni,
R, Scorziello, A. Rodriquez, e numerosi invitati, presenti per la annunziata confe¬

renza del socio Augusti.

Il Presidente avverte i soci che prima della seduta il socio Prof. Selim Augusti
parlerà sul tema ; a I colori pompeiani » .

Questa iniziativa vuole essere l’avvio ad una serie di conferenze tenute da

soci o da studiosi non soci invitati dal Consiglio di Presidenza.

Prende quindi la parola il Prof. Augusti che presenta i risultati dei suoi
studi sui colori pompeiani, di cui mostra un ricco campionario.

AlFesposizione, estremamente interessante e lungamente applaudita, segue una
breve discussione,.

Dopo una breve interruzione si passa alla seduta. Il Presidente espone all’assem¬
blea i dati essenziali del bilancio consuntivo 1967 e di quello preventivo 1968. Si
procede poi alla nomina dei revisori dei conti che dovranno riferire all’assemblea
nella prossima seduta di aprile-. Vengono eletti i soci Brancaccio e Pierantoni.

Si discute poi sulla proposta di aumento della quota sociale, che è fra gli argo¬
menti alFo.d.g., e l’assemblea si mostra favorevole all’aumento, che si fissa a lire 4.000.

Si passa infine alle comunicazioni scientifiche.

500 —

Il socio Brancaccio presenta una nota dal titolo : « Sulla genesi delle forme

costiere nella Penisola Sorrentina ».

Il socio Radina fa presentare, tramite il socio D’Argenio, una nota dal titolo :

« Studi geologici ed applicazioni geofisiche in alcuni problemi di ingegneria civile
in Puglia e Lucania ».

Il Presidente,, Prof. A. M. Maccagno, presenta una nota della Prof. Luperto
Sinni: a Nummofallotia apula n. sp., foraminifero del Cretacico Superiore delle
Murge ».

Infine il socio Pescatore e il Dott. Ennio Cocco presentano un lavoro su ; « Sci¬
volamenti gravitativi sinsedimentari nel flysch del Cilento ».

Alle ore 19,40, esauriti gli argomenti all’o.d.g., il Presidente dichiara chiusa
la seduta.

Verbale del radunanza del 26 aprile 1968

Presidente: A. M. Maccagno Segretario: B. D’Argenio

La seduta è aperta alle ore 17,30.

Sono presenti i soci: B. D’Argenio, I Sgrosso, C. Barbera, P. Vittozzi, B. Scotto
di Carlo, A. Pierantoni, G. Mazzarelli, T. De Cunzo, L. Brancaccio, F. Scarsella,

A. M. Maccagno.

Letto e approvato il verbale della seduta precedente, il Presidente comunica che
è giunta dal Ministero della P. L l’approvazione della modifica dello statuto e che
pertanto nella prossima seduta, dopo che il Consiglio di Presidenza avrà espresso
il proprio parere favorevole, si potrà finalmente procedere alla ammissione dei
nuovi soci.

Il Presidente dà inoltre notizia ai soci che il Ministero ha disposto per un
contributo di L. 800.000 a favore della società e ringrazia il Vice Presidente Prof.
Palombi per il suo interessamento in proposito. Mentre il contributo Ministeriale
risulta aumentato, anche ad integrazione dello scorso anno, purtroppo il contributo
del C.N.R. sarà, quest’anno di L, 500.000, cioè L. 100.000 in meno del solito.

Dopo le comunicazioni del Presidente i soci Brancaccio e Pierantoni, revisori dei
conti, leggono la loro relazione relativa al bilancio consuntivo per il 1967, osservando
che l’esame dei documenti contabili ha fatto notare la solerzia riposta dai membri
del Consiglio Direttivo nello svolgimento delle loro funzioni amministrative.

Infine il Presidente rileva la opportunità di dare mandato al Segretario di rap¬
presentare legalmente la Società presso l’Amministrazione delle Poste, dove è acceso
il C. C. postale n. 6/17139.

Ciò sia perchè il socio Prof. Ugo Moncharmont, attuale delegato in quanto ex
Segretario della Società, ha chiesto di essere esonerato dallo incarico di rappresentante
legale della Società dei Naturalisti presso l’Amministrazione delle Poste, sia perchè
in tal modo si semplificherebbe il compito del Segretario, già delegato alla firma del
C. C. bancario.

L’assemblea unanime decide di dare mandato al Segretario Prof. Bruno D’Arge¬
nio di rappresentanza legale per ogni operazione concernente il C. C. postale del
Sodalizio.

Alle ore 18,05, non essendovi comunicazioni scientifiche, la seduta è tolta.

— 501 —

Verbale delFadunaeza del 31 maggio 1968

Presidente; A. Palombi Segretario; B. D’Amgenio

La seduta è aperta alle ore 17,40.

Sono presenti i soci ; Palombi, Imbò, Pierantoni, De Cunzo, Napoletano, Scan-
done, Moncharmont Zei, D’Argenio e Brancaccio.

Presiede la seduta il vice Presidente Prof. Palombi, in sostituzione del Presidente.

Letto e approvato il verbale della seduta precedente, il Prof. Palombi comunica
ai soci che il Consiglio di Presidenza, riunitosi il 16 maggio, ha deciso di comme¬
morare i Soci Penta, Fiorio e Malquori, scomparsi il primo da oltre due anni e
gli altri più recentemente. La commemorazione del socio Penta è stata affidata al
Prof, Scarsella mentre quella del socio Malquori sarà tenuta probabilmente dal socio
Prof. Sersale.

Il Prof. Palombi ricorda poi con brevi parole il socio Fiorio, nato nel 1885
a Napoli e morto nel 1967.

Il Prof. Armando Fiorio era laureato in Medicina e Scienze naturali. Era stato
assistente presso la Clinica psichiatrica, diretta allora da Leonardo Bianchi, e poi
medico condotto.

Aveva, infine, insegnato Scienze nei Licei di Rovigno d’Istria, Bengasi, Civi¬

tavecchia e da ultimo nel Liceo Mercalli di Napoli dal 1926 al 1956. Aveva parte¬
cipato ad entrambe le guerre mondiali.

Si passa poi alle comunicazioni scientifiche. Il Socio Pierantoni presenta una
nota dal titolo; a Azione dei Cianuri e metalli pesanti sulla fauna ittica ìì.

Infine il Prof. Palombi comunica che in seguito alla modifica dello statuto

che ha reso possibile Fampliamento del numero dei soci, il Consiglio di Presidenza
ha potuto prendere in esame le numerose domande di ammissioni pervenute negli

ultimi tre anni, e ha deciso di sottoporle alFassemblea per Faccettazione a norma

delFart. 5 dello Statuto e dell’articolo 9 del Regolamento. Hanno presentato domanda
di ammissione ;

1) Bonardi dr. Glauco

Presentato dai soci ; A. M. Maccagno e F. Scarsella :

2) Battaglini prof. Pietro

Presentato dai soci; B. De Ferma e B. D’Argenio;

3) Cippitelli dr. Giuseppe

Presentato dai soci; B. D’Argenio e A. Ietto;

4) Civita dr. Massimo

Presentato dai soci ; P. Nicotera e F. Scarsella ;

5) Carrara dr. Eugenio

Presentato dai soci: G. Imbò e P. Vittozzi;

6) Cocco dr. Ennio

Presentato dai soci; F. Scarsella e A. M. Maccagno;

7) Crostella dr. Angelo

Presentato dai soci : U. Crescenti e G. Donzelli ;

— 592 —

8) Ciaranfi dr. Neri

Presentato dai soci; A. Vallario e L. Brancaccio;

9) Ciampo dr. Giuliano

Presentato dai soci; A. M. Maccagno e M. Moncharmont Zei

10) Coppa dr. Maria Grazia in De Castro

Presentata dai soci; A. M. Maccagno e M. Moncharmont Zei

11) De Riso dr. Roberto

Presentato dai soci ; P. Nicotera c F. Scarsella ;

12) dè Medici dr. Giovanni Battista

Presentato dai soci; B. D’Argenio e A. Vallario;

13) De Capoa dr. Paola in Bonardi

Presentata dai soci; A. M. Maccagno e M. Moncharmont Zei

14) Devoto dr. Guido

Presentato dai soci; A. Ietto e B. D’Argenio ;

15) Foti dr. Lidia

Presentata dai soci; A. Orrù e F. Badolato ;

16) Honsell prof. Edmondo

Presentato dai soci; Palombi e A. M. Maccagno;

17) Luongo dr. Giuseppe

Presentato dai soci; G. Imbò e P. Vittozzi;

18) Luperto dr. Elena

Presentata dai soci; F. Scarsella c P. Scandone ;

19) Lirer dr. Lucio

.. Presentato dai soci; A. Scherilio e B. D’Argenio;

20) Napoleone dr. Giovanni

Presentato dai soci; G. Imbò e P. Vittozzi;

21) Onesto dr. Emma

Presentata dai soci; V. Zamparelli e A. Lazzari;

22) Pieri dr. Piero

Presentato dai soci: A. Vallario e L. Brancaccio;

23) Ruggiero dr. Emma

Presentata dai soci; A. M. Maccagno e A. Lazzari;

24) Vallario prof. Antonio Raimondo

Presentato dai soci: B. D’Argenio e P. Scandone;

25) Ricchetti dr. Giustino

Presentato dai soci; A. Vallario e L. Brancaccio;

26) Saraceno dr. Pasquale

Presentato dai soci; A. Lazzari e A. Ietto;

27) Sarpi dr. Ernesto

Presentato dai soci; F. Scarsella e A. Lazzari;

28) Stanzione dr. Damiano

Presentato dai soci; A. Scherilio e E. Franco;

— 503 —

29) Torre dr. Mario

Presentato dai soci; F. Scarsella e A. M= Maccagno ;

30) Taddei dr. Roberto

Presentato dai soci: A. M. Maccagno e F. Scarsella; ■ ^ ’

31) Valduga prof. Adriano > ,

Presentato dai soci; F. Scarsella e P. Scandone.

Poiché è prevista la votazione segreta e poiché, d’altro canto, una votazione
ripetuta per ogni singolo aspirante socio risulta estremamente laboriosa, per l’elevato
numero dei candidati, su proposta del socio Prof. Imbò, proposta accolta dalFassem-
blea, si decide di procedere alla votazione segreta sulla accettazione dei nuovi soci
per alzata di mano. Naturalmente qualora ci sia un solo voto contrario alla votazione
per alzata di mano si procederà alla votazione segreta per ogni singolo socio.

Si procede pertanto al calcolo dei presenti, a ciascuno dei quali viene distribuita
una pallina da introdurre nelPurna. A votazione terminata su 12 soci presenti si
contano 12 si e nessun no.

Si può così procedere alla votazione per alzata di mano.

Tutte le domande di ammissione vengono accolte favorevolmente dall’assemblea.
Alle ore 18,50, esauriti gli argomenti all’o.d.g., il Presidente della tornata
Prof. Palombi, dopo essersi compiaciuto per l’accresciuto numero dei soci del nostro
sodalizio, garanzia del suo sviluppo e dell’incremento delle sue attività, dichiara
chiusa la seduta.

Verbale dell’adunanza del 28 giugno 1968

Presidente; A. M. Maccagno Segretario; B. D’Argenio

Il giorno 28 giugno 1968 alle ore 17,50, nella Sede Sociale di Via Mezzocanno¬
ne 8 si è riunita in adunanza ordinaria la Società dei Naturalisti in Napoli. Sono
presenti i soci ; Maccagno, Scarsella, Barbera, D’Argenio, De Capoa, Taddei, Scandone,
Torre, Bonardi, Ciampo, Pescatore, Cippitelli, Cocco, Scorziello, Pierantoni, Batta¬
glio!, De Castro, De Cunzo, Parascandola.

Letto e approvato il verbale della seduta precedente, il Presidente dà il benvenuto
ai nuovi soci, la cui ammissione é stata decisa durante l’assembdea del 31 maggio
1968. Successivamente il Presidente comunica che é pervenuto alla Società un
mandato dell’importo di lire 500.000 quale contributo del C.N.R. (Comitato per le
Scienze Geologiche e Minerarie) alla stampa del volume 76 del bollettino. È inoltre
pronto anche un mandato di lire 800.000 concesse dal Ministero della Pubblica
Istruzione per lo stesso volume 76 che é stato completamente stampato. Il Bollettino
della Società dei Naturalisti consta, quest’anno (1967) di due fascicoli, il primo
dei quali è stato presentato ai soci il 23 febbraio 1968 e il secondo é stato ultimato
nei giorni scorsi. Il Presidente infatti presenta ai soci il secondo fascicolo di 468 pa¬
gine, con numerosissime figure e tavole fuori testo che contiene 12 note e i processi
verbali delle sedute e si complimenta col Redattore, Dr. Antonio Vallario, per la
solerzia e l’impegno dimostrati nel curare la stampa dei due fascicoli.

— 504 —

Si passa poi alle comunicazioni scientifiche* vengono presentate 12 note e una
comunicazione verbale del Prof. Parascandola :

1) Alessandri, Scandone, Scarsella: La parete orientale del Corno Grande (Gran
Sasso d’Italia) ;

2) Battaglini, Percuoco : Contributo allo studio ecologico e faunistico del lago
il La Corretti) {Vairano, Scalo, Caserta);

3) Battaglini, Pierantoni, Percuoco : Ricerche sulla Fauna del Sarno. IL Studio
qualitativo e quantitativo sugli invertebrati di tre Zone campione ;

4) Bonardi, De Capoa : Le Daonelle e le Halobie della serie calcareo silico mar¬
nosa dell’ Appennino Lucano. Studio paleontologico e biostratigrafico ;

5) Cippitelli ; Considerazioni sedimentalo giche sulle associazioni dei minerali
pesanti presenti nel flysch del Cilento occidentale (M. Stella);

6) De Castro : Sul alcune tallofiti del Mesozoico in Campania, Stratigrafia e
paleontologia ;

7) De Castro: Contributo alle conoscenze stratigrafiche e micropaleontologiche
del Mesozoico neritico in Campania ;

8) Radoicic : Posizione stratigrafica ed estensione areale di alcune brecce meso-
zoico-terziarie della zona costiera adriatica tra Spalato e Scutari (Jugoslavia);

9 ) Taddei - Ruggiero : Brachiopodi triassici della Pietra Maura (Lucania). Studio
paleontologico e statistico ;

10) Sgrosso: Geologia del M. Bulgheria;

11) Sgrosso: Note Mostrati grafiche sul cretacico superiore del M. Vesole (Sa¬
lerno) ;

12) Sgrosso - Torre ; Su alcuni affioramenti terziari dei dintorni di Monteroduni
(Matese Sett.).

Il socio Prof. Parascandola comunica, inoltre, verbalmente un suo : Contributo
alla geologia del Somma (Prime osservazioni sulle « Bocche di Passano » del lettore).
La nota della dr, Radoicic viene presentata dai soci Scandone e D’Argenio.
e illustrata dal socio Scandone. La seduta è tolta alle ore 20,30.

Verbale dell’adunaeza del 25 ottobre 1968

Presidente: A. M. Maccacno Segretario: B. D’Argenio

Il giorno 25 ottobre 1968 alle ore 17,45, nella sede sociale di Via Mezzocan¬
none, 8 si è riunita in adunanza ordinaria la Società dei Naturalisti in Napoli. Sono
presenti i soci: Vittozzi, Civita, Vallario, De Medici, Bonardi De Capoa, Bonardi,
De Castro, Ietto, Rodriquez, Torre, Pescatore, Sgrosso, Maccagno, Scarsella, Torre
Zamparelli, Moncharmont Zei, Scandone, D’Argenio.

Letto ed approvato il verbale della seduta precedente, il Presidente dà lettura di
una lettera della Prof.ssa Onesto, che ringrazia la Società per la sua ammissione al
sodalizio, e del socio Prof. Mancini che, in qualità di nuovo Presidente della Società

— 505 —

Geologica Italiana per il prossimo biennio, auspica una fruttuosa collaborazione
con la Società dei Naturalisti in Napoli. Su proposta del Presidente, si decide di
rispondere con un telegramma di consenso e di auguri per la nomina alla Presidenza
della S.G.L. Infine il Presidente comunica che il vice Presidente Prof. Palombi si
scusa di non poter intervenire, perchè convalescente di una operazione chirurgica.
Comunica anche il decesso del socio Andreotti e le dimissioni dei soci Cutolo e
Antonucci. Avverte i soci che la stampa della prima parte del Bollettino del 1968
(febbraio-giugno) è solo in parte composta e stampata poiché alcuni autori sono
ancora in debito dei manoscritti, la cui consegna deve avvenire al più presto e
comunque non oltre la fine di novembre.

Si passa poi alle comunicazioni scientifiche.

II socio Radina presenta un lavoro dal titolo : « Risultati geologici di perfora¬
zioni eseguite nei dintorni di Brindisi »,

Il sunto relativo viene letto dal Segretario,

Il socio Rodriquez presenta ed illustra un lavoro : « La caverna del Cervaro
(Lagonegro) e i caratteri antropologici dei suoi abitanti y).

Il socio Scandone, anche a nome della dr. Raika Radoicic di Belgrado, presenta
e illustra •

Il socio Luperto presenta due note; {(Microfauna hathoniana del Monte Alpi ìì
e « Sulla presenza di Archispirocyclina ».

I riassunti relativi vengono letti dal Segretario. Alle ore 18,40, esauriti gli
argomenti alFo.d.g,, la seduta è tolta.

Verbale delFadunanza del 29 novembre 1968

Presidente; P. Vittozzi Segretario: B. D’Argenio

Il giorno 29 novembre 1968 alle ore 17,30 nella sede sociale di Via Mezzocan¬
none, 8 si è riunita in adunanza ordinaria la Società dei Naturalisti in Napoli. Sono
presenti i soci; Vittozzi, Ietto, Vallarlo A., D’Argenio, De Medici, Mazzarelii, Lirer,
De Cunzo.

Letto ed approvato il verbale della seduta precedente, il consigliere Prof. Pio
Vittozzi, che presiede la seduta, comunica che il Presidente è assente perchè amma¬
lato ed il vice Presidente per motivi di lavoro, entrambi si scusano dell’assenza .
Il Prof. Vittozzi avverte i soci che la seduta di dicembre, a causa della festività
natalizia, viene anticipata al venerdì 20/12/68, come è ormai consuetudine di questi
ultimi anni.

Si passa poi alle comunicazioni scientifiche.

La socia Luperto Sinni presenta un lavoro da Ititelo : a Presenza di Protepene-
roplis striato in alcuni strati di calcari colitici del Gargano ».

Il sunto relativo viene letto dal Segretario.

I soci Brancaccio e Vallarlo presentano il lavoro; {(Osservazioni geomorfologiche
nel tratto di costa compreso tra le foci del Noce e del Lao (^Potenza e Cosenza).

Alle ore 18,15, esauriti gli argomenti alFo.d.g., la seduta è tolta.

— 506 —

Verbale dell’adunanza del 20 dicembre 1968

Presidente: P. Vittozzi Segretario: B= D’Argenio

Il giorno 20 dicembre 1968 alle ore 17,30 nella sede sociale di Via Mezzocan¬
none 8, si è riunita in adunanza ordinaria la Società dei Naturalisti in Napoli. Sono
presenti i soci D’Argenio B., Bonardi G., Torre M., Di Girolamo P,, Pescatore T.,
Lirer L., Sgrosso I., De Cunzo T., Vittozzi P,, Cocco E., Vallario A., Rodriquez A.

Letto ed approvato il verbale della seduta precedente, il Consigliere Prof. Pio
Vittozzi, che presiede la seduta, informa i soci che il Presidente è assente perchè
ammalato ed il vice Presidente per motivi di lavoro. Il Prof. Vittozzi comunica poi
che il Consiglio, nelFultima riunione, ha accolto la richiesta di ammissione di
nuovi soci. La nomina a soci sarà decisa nella adunanza generale del mese di
febbraio 1969. Nuovi soci: 1) Prof. Arch. Ferdinando Chiaromonte, (domanda 8 di¬
cembre 1968) pi'esentato dai Proff. A. Scherillo e V. Minieri; 2) Arch. Nicola Fran¬
ciosa (domanda 8/10/68) presentato dai Proff. V. Minieri e A. Parascandola ;
3) Dott. Giulio Cesare Borgia (domanda 12/11/68) presentato dai Proff. B. D’Argenio
e dal Dott. A. Vallario; 4) Dott. Corrado Gennaro (domanda giugno 1968) presen¬
tato dai Proff. G. Imbò e P. Vittozzi; 5) Dott. Vincenzo Catenacci (domanda
23/11/68) presentato dal Prof. B. D’Argenio e dal Dott. Italo Sgrosso; 6) Dott.ssa
Raika Radoicic (domanda 6/6/68) presentata dal Prof. B. D’Argenio e dal Dott.
P. Scandone ; 7) Dott. Vincenzo Fantetti (domanda 3/11/67) presentato dai Proff.
B. D’Argenio e T. Pescatore; 8) Dott.ssa Amalia Tavernier (domanda 31/5/67)
presentata dal Prof. F. Scarsella e dalla Dott.ssa T. De Cunzo; 9) Prof. Alfredo
Paoletti, presentato dai soci Proff. A. M. Maccagno e F. Scarsella.

Il Presidente comunica, inoltre, che il Consiglio Direttivo ha accolto la richiesta
degli studenti di Scienze Geologiche e Naturali che desiderano presenziare alle sedute
onde poter ascoltare le comunicazioni scientifiche. Comunica, infine, che in seguito
alla richiesta di scaffalature per la biblioteca alla Soprintendenza bibliografica di
Napoli, è stato effettuato dal vice Soprintendente un sopralluogo, e che ci si augura
di poter tra qualche mese vedere accolte almeno in parte le nostre richieste. Si
passa, poi, alle comunicazioni scientifiche.

Il socio Ietto A. presenta un lavoro dal titolo: a Frane di scoscendimento nel-
r Aspromonte tirrenico (Calabria)-, cause, sviluppo e proposta di sistemazione'».

La socia De Cunzo insieme alla Dott.ssa Tavernier presenta il lavoro dal titolo;
« Primi risultati delle indagini polliniche nel bacino lacustre del Vallo di Diano ».

Il socio Di Girolamo presenta un lavoro dal titolo : « Contributo allo studio dei
mosaici calcistici riempienti le cavità della diagenesi precoce di alcune rocce carbo-
natiche Cretaciche delV Appennino Meridionale ».

Il socio D’Argenio presenta un lavoro dal titolo ; « Fenomeni paleocausici mono¬
ciclici nelVarea geosinclinalica sud-appeninica »,

Alle ore 18,50, esauriti gli argomenti aU’o.d.g., la seduta è tolta.

INDICE GENERALE

PARTE PRIMA

Moncharmont Zei M. — I foraminiferi di alcuni campioni di fondo

prelevati lungo la costa di Beirut (Libano) ..... pag. 3

Radina B. — Studi geologici e applicazioni geofisiche in alcuni problemi

di ingegneria civile in Puglia e Lucania . . . . . . » 35

Cocco E., Pescatore T. — Scivolamenti gravitativi ( olistostromi) nel

flysch del Cilento (Campania) 51

Luperto Sinni e. — Nummofallotia apula n. sp. Foraminifero del

Cretaceo superiore delle Murge . . • . . , . . » 93

PiERANTONi A. — Azione di cianuri e metalli pesanti sulla fauna ittica » 103

CiPPiTELLi G. — Le associazioni dei minerali pesanti nel flysch del

Cilento (M. della Stella) 109

Sgrosso L, Torre M. — Su alcuni affioramenti terziari dei dintorni di

Monteroduni (Matese) . . . . . , . . . » 131

Sgrosso L — Note biostratigrafiche sul M. Vesole (Cilento) ...» 159

Luperto Sinni E. — Microfauna bathoniana del M. Alpi . . . » 181

Radina B. — Risultati geologici di perforazioni eseguite nei dintorni

di Brindisi ............ 207

Luperto Sinni E. — Sulla presenza di Anchispirocyclina lusitanica (Eg-

ger) nel Giurassico superiore del M. Alpi . . . . . . » 219

Luperto Sinni E. — Presenza del Protopeneroplis striata Weynschenk

in alcuni strati di calcari colitici del Gargano ...... 227

PARTE SECONDA

Alessandri D., Scandone P., Scarsella F. — Il Trias della parete orien¬
tale del Corno Grande (Gran Sasso dTtalia) ..... pag, 239

Brancaccio L. — Genesi e caratteri delle forme costiere nella Penisola

Sorrentina ............. 247

508 —

Radoicic R. — L’appartenance stratigraphique et extension de certaines

brèches de la zone cotière adriatique ...... pag. 275

Rodriquez a. — La caverna del Cervaro (Lagonegro) ed i caratteri

antropologici dei suoi abitanti . . . . . . , . » 289

Brancaccio L., Vallario A. — Osservazioni geomorfologiche nel tratto
di costa compreso tra le foci dei fiumi Noce-Castrocucco e Lao
(Cosenza) ............. 303

Battaglini P., Percuoco G., Pierantoni a. — Studio ecologico e fauni¬
stico del lago « La Correa » ( Vairano-Scalo, Caserta) ...» 327

Taddei Ruggiero E. — Brachiopodi triassici della Pietra Maura (Luca¬
nia). Studio paleontologico e statistico) ....... 349

Di Girolamo P. — Contributo allo studio dei mosaici calcitici riempienti
le cavità della diagenesi precoce di alcune rocce carbonatiche creta¬
ciche dell’ Appennino meridionale . . . . . . . » 393

Ietto A. — Frane di scoscendimento nelFAspromonte tirrenico (Calabria):

cause, sviluppo e proposta di sistemazione . . . . . » 415

De Cunzo T., Tavernier A. — Primi risultati delle indagini polliniche

nel bacino lacustre del Vallo di Diano . . . = . . » 473

Battaglini P., Pierantoni A. — Ricerche sulla fauna del Sarno. IL -

Studio ecologico di una zona del corso inferiore . . . . » 481

PROCESSI VERBALI DELLE TORNATE E DELLE ASSEMBLEE

GENERALI ............ 499

Finito di stampare
in Napoli

nello Stab. Tip. G. Genovese
il 30 maggio 1969

Direttore responsabile i Prof. MICHELE FUI ANO

Autorizzazione della Cancelleria del Tribunale di Napoli - n. B 649 del 29-11-1960

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Art. 16. — Dato il tipo di carta adottato per la stampa del Bollettino la maggior parte
delle figure andranno inserite nel testo. Le didascalie delle tavole fuori testo saranno inserite
nel testo. Le didascalie delle tavole fuori testo saranno inserite nella pagina a fronte della

tavola stessa.

Aht. 17. — • Le illustrazioni nel testo devono essere indicate come figure e portare
una numerazione indipendente e progressiva. È consigliabile che gli originali per le illu¬
strazioni siano di dimensioni superiori a quelle definitive o 2 volte quelle definitive).

Le dimensioni massime delle figure del testo devono essere di cm 11 X 18.

Aet. 18. — Le tabelle andranno contrassegnate con una numerazione indipendente e

progressiva. Per eventuali tabelle con dati numerici o elenchi di nomi con segni o grafici
è consigliabile preparare un originale ad inchiostro di china o dattiloscritto da cui possa
essere ricavato uno zinco. Salvo casi di impossibilità, dette tabelle non dovranno superare
le dimensioni di cm 11 X 18.

Art. 19. — Le note a piè pagine devono portare una numerazione indipendente e

progressiva dall'inizio del lavoro. Nel dattiloscritto esse vanno presentate a parte, tutte

riunite in successione e numerate.

Ast. 20. • — ■ La bibliografia sarà raccolta alla fine del testo e prima delle didascalie
delle tavole fuori testo, e sarà preparata evitando la numerazione progressiva secondo il
fac-simile seguente, ad eccezione di quelle discipline per le quali valgono norme interna¬
zionali diverse;

Onesto F. 1966 - Morfologia della regione articolare alare e delle pleure nei plecotteri.
BoU. Soc. Natur. in Napoli, 74 (1965), fase. I, pp. 22-39, 8 figg-, 2 tabb.,

2 tavv., Napoli,
e cioè nelFordine:

— cognome delFAutore in maiuscoletto seguito dalle iniziali del nome, i prefissi di
casato (di, de, von, van) premessi al cognome non influiscono sulla posizione nell’ordine
aKabetico del cognome di un Autore;

— - virgola ;

— anno di pubblicazione del lavoro; se dello stesso Autore si citano diversi lavori
dello stesso anno, Fanno sarà fatto seguire da lettere alfabetiche minuscole (esempio; 1965a,
1965b, ecc.) ; nel caso di pubblicazioni accademiche o di periodici che siano editi con data
diversa da quella del volume, la data di edizione sarà quella riportata all’inizio, mentre
Faltra verrà riportata, tra parentesi tonde, dopo Findicazione del volume;

— trattino;

— titolo del lavoro completo ed in corsivo (sottolineato nel dattiloscritto);

— punto;

— titolo del periodico abbreviato; per le opere non pubblicate in periodici indicare
nelFordine l’editore e la città presso cui sono state stampate;

— - virgola (qui, come dopo ognuno dei dati che seguono);

— serie, ove esiste (per es. ; ser. 5,);

— numero del volume in neretto (doppia sottolineatura, la prima semplice e la seconda
serpentina, nel dattiloscritto) (esempio; 75);

— data corrispondente al volume del periodico, tra parentesi tonda;

• — numero del fascicolo o di qualsiasi altra suddivisione del volume (helft, part,
numero, ecc.), quando si tratti di periodico che non ha la paginazione continua per tutto
il volume ;

— indicazione della pagina iniziale e finale (esempio; pp. 22-39); se il lavoro non
fa parte di un periodico a paginazione progressiva, o quest 'ultima non è nota, o il lavoro
costituisce da solo un volume, si indica unicamente il totale delle pagine (esempio; 18
pp. o 1 p.);

— indicazione delle figure nel testo con gli estremi della numerazione se essa sìa
progressiva per il periodico (esempio; figg. 3-12 o fig. 7), o del totale se non lo è
(esempio; 12 figg. o 1 fig.);

■ — indicazione delle tabelle (tab. o tabb.) come per le figure nel testo;

— • indicazione delle tavole (tav. o tavv.) come per le figure nel testo.;

— città in cui viene stampato il periodico o il volume ;

■ — ■ punto.

Le indicazioni di città, figure, tabelle e tavole sono facoltative ma in genere, in uno
stesso lavoro, per ragioni di uniformila esse devono essere fornite per tutte le voci della
bibliografia o eliminate per tutte. Si prega comunque di sostituire ì numeri romani con
cifre arabe, a meno che ciò non ingeneri confusione.

IMDI0E DELLA PARTE SECONDA

Alessandri D., Scandone P., Scarsella F. — Il Trias della parete orien¬
tale del Como Grande (Gran Sasso d’Italia) . . , . . pag. 239

Brancaccio L. • — Genesi e caratteri delle forme costiere nella Penisola

Sorrentina 247

Radoicic R. ^ — L’appartenance stratigraphique et Fextension de certaines ■

brèclies de la zone cotière adriatique . , . . . . » 275

Rodriquez a. — - La caverna del Cervaro (Lagonegro) ed i caratteri

antropologici dei suoi abitanti . . , . . . . . » 289

Brancaccio L., Vallario A. — Osservazioni geomorfologiche nel tratto
di costa compreso tra le foci dei fiumi Noce-Castrocucco e Lao
(Cosenza) 303

Battaglini P., Pekcuoco G., Pierantoni a. — Studio ecologico e fauni¬
stico del lago (c La Correa » ( Vairano-Scalo, Caserta) ...» 327

Taddei Ruggiero E. — Brachiopodi triassici delia Pietra Maura (Luca¬
nia). Studio paleontologico e statistico . . . . . . » , 349

Di Girolamo P. — Contributo allo studio dei mosaici calcitici riempienti
le cavità della diagenesi precoce di alcune rocce carbonatiche creta¬
ciche deir Appennino meridionale . . . . . , . » 393

Ietto A. ■ — Frane di scoscendimento nelFAspromonte tirrenico ( Calabria) i

cause, sviluppo e proposta di sistemazione . . . . , » 415

De Cunzo T., Tavernier A. — Primi risultati delle indagini polliniche

nel bacino lacustre del Vallo di Diano . . .. . . , » 473

Battaglini P,, Pierantoni A., Percuoco G, — Ricerche sulla fauna del

Sarno. IL - Studio ecologico di una zona del corso inferiore . . » 481

PROCESSI VERBALI DELLE TORNATE E DELLE ASSEMBLEE

GENERALI . . . » 499

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