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Calibration of the upper Valdarno basin to the Plio-Pleistocene for correlating the Apennine continental sequences

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Collocazione:
Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences, 16(1bis), 2003, 131-166
Autore/i:
Giovanni NAPOLEONE, Andrea ALBIANELLI, Augusto AZZAROLI, Adele BERTINI, Maurizio MAGI & Menotti MAZZINI
Abstract:

The Upper Valdarno continental sequence is formed by 500 m thick sediments calibrated to Gauss and Matuyama chrons, for nearly 2.5 my history. Continuity in lacustrine and fluviatile deposition is interrupted by two major pulses of the Apennine uplift. One is dated tothe boundary of the Gauss/Matuyama chrons at 2.58 Ma and lasts until 2.1 Ma, the other from shortly after the Olduvai chron at 1.77Ma until 1.05 Ma (Jaramillo), or 0.78 Ma (Brunhes). Such interruptions are recorded differently. The former by a condensed sequence containing two events of the magnetic polarity, the G/M boundary and the short normal chron Reunion within the early Matuyama, whilethe second missed any record. The condensed sequence is of wind-blown sands, with scanty levels of fine silt, used also for pollenanalyses.The deposition intervals, now dated in the lacustrine sequences, are similarly long. In the first basin filling, from Mammoth at 3.3 Ma,the lake deposits of uniform silty clays, the Meleto clays, began at nearly 3.15 Ma, from shortly before Kaena through the latest Gauss.This time span was separately measured by spectral content of the magnetic signal to last 400 ky; there, cyclostratigraphy enhancedperiods of various lengths accounting for either different rates of deposition through the time series or the occurrence of a bimodal cyclicityat 2.85 Ma. At this time, the pollen record started moving towards a reduction of species of the subtropical forest and an increase ofthe altitudinal coniferous vegetation; an oscillating pattern from open to forest vegetation took place in the early Matuyama. In the second lacustrine cycle the record is less continuous, and the highest percentage of herbs is reached at nearly the P/P boundary.Key Villafranchian faunas, from Triversa or Villafranca d’Asti sequence of north-western Italy to Pirro faunas of south-eastern Italy, weregrouped in the biochronologic sequence of different faunal units, and are now correlated with the Upper Valdarno chronostratigraphic framework. After the early Villafranchian, the Montopoli fauna, the only one with a date (2.58 Ma) before the calibration of the Upper Valdarno, marked the major change with the preceding fauna of Triversa, leading to the middle Villafranchian. The other faunas formed the late Villafranchian, from Olivola of north-western Apennines to Tasso of Upper Valdarno and Farneta in central Italy to Pirro, whichwere little affected by the global changes occurred at the P/P boundary. After the Villafranchian age, the new fauna starts to build theasset of the present day distribution at the end of the Matuyama, and possibly at the boundary with the Jaramillo chron, as recordedalso in the Upper Valdarno.Devoid of a direct calibration, these faunas containing the Mammal Neogene (MN) age units MN16a MN16b and MN17 of western Europe faunal distribution, had always been very difficult to correlate with biostratigraphy, and even more with the geomagnetic polaritytime scale GPTS. They are now placed relative to the Upper Valdarno magnetochronology, from Mammoth to Jaramillo. The high resolutionof the Upper Valdarno is viable for finer enhancements in the Apennine sequences explored by direct magnetostratigraphies.These will permit the dating of their complete faunal sequences and correlate them with the European late-Neogene mammal faunas.

La datazione dei depositi continenali del Valdarno Superiore è stata effettuata per una estensione di ca. 2.5 milioni dianni (ma), ricostruendo dai vari affioramenti, lungo 30 km di estensione del bacino, la successione sedimentaria. Su entrambi i fianchidella valle, essa è stata testimone di diverse quantità di apporto e di erosione, nel corso della sua storia intervallata da due fasi tettonicheche ne hanno segnato l'assetto. La più intensa è datata con inizio in prossimità del limite tra i magnetocroni a polarità normale Gauss (C2An.1n) e Matuyama (C1r.3r) inversa, a 2.58 Ma. Essa è responsabile della netta dislocazione del fianco orientale del bacinoche ha depresso il bordo delle Argille lacustri (A. di Meleto) con un'inclinazione a NE di oltre 30°. La seconda crisi tettonica segna lafine della seconda fase deposizionale, con il riempimento del bacino in corrispondenza della crisi climatica globale alla fine del Plioceneche segna il limite con il Pleistocene. Gli ultimi depositi di questo ciclo sono datati fino a dopo il debutto della nuova fase, cioè ad un'età appena più recente del limite Plio-Pleistocene, superando di poco la fine del crono Olduvai (C2n) che è alla data di 1.77 Ma. La terza fase si apre senza apparenti discordanze nel versante a destra dell’Arno e con una di valore modesto, nel versante sinistro. Molto piùconsistente è invece il salto cronologico: esso coinvolge quasi tutta la porzione post-Olduvai del Matuyama (C1r.2r), per almeno 650mila anni (ka), prima della nuova fase, segnata con una breve alternanza di magnetizzazione inversa e normale. Nella scala GPTS dei tempi magnetici la prima polarità normale dopo l'Olduvai si riscontra alla data di 1.05 Ma, Jaramillo (C1r.1n), e la seconda, Brunhes(C1n), alla data di 0.78 Ma alla quale è calibrato il limite del Pleistocene medio.A questi punti fermi magnetocronologici si aggiungono quelli forniti dagli eventi sedimentari più rimarchevoli, che accompagnano i cambiamenti protrattisi per durate notevoli; anche queste durate, segnate dallo scorrere di una deposizione con velocità non semprecostante, sono state misurate. I primi depositi sono i conglomerati di base (Ciottolami di Spedalino), che cominciano alla data di oltre3.3 Ma nel Mammoth (C2An.2r) e poggiano sul basamento oligo-miocenico delle arenarie del Macigno. La deposizione assume quindiun regime continuo in acque molto basse, con il breve episodio di accumulo palustre di ligniti, che lateralmente al piccolo lago poggiano direttamente sul basamento. Il livello più basso di ligniti è compreso tra la fine del breve crono a polarità normale (C2An.2n) prima delKaena (C2An.1r) e l’inizio di quest’ultimo, cioè in un breve intervallo valutabile in qualche decina di ka a cavallo del limite a 3.11 Ma. Aquesta data è ricondotta l’età della prima fauna a vertebrati, che aveva fornito la datazione precedente dei depositi palustri all’inizio delVillafranchiano. Quindi il depocentro si approfondisce e si depositano argille sabbiose e limi (Argille di Meleto) la cui sedimentazionecontinua si estende per tutto il Gauss terminale (3.04÷2.58 Ma), senza però raggiungerne il limite, perché interrotta dal riempimento sabbioso del lago. La ricostruzione della serie deposta durante il Gauss (senza nessun reperto fossilifero) è stata effettuata attraversol’analisi spettrale della oscillazione continua del segnale magnetico. Essa ha fornito la ciclostratigrafia della serie fino ai 60 ka prima dellimite, cioè fino alla data di 2.64 Ma, dopo dei quali si depositano rapidamente le sabbie di riempimento del lago (Sabbie di S. Donato).Una foresta subtropicale di clima caldo umido è presente durante la formazione della lignite in un ambiente di palude arborata e prosegueper buona parte della successiva prevalente deposizione lacustre. Il progressivo fenomeno di raffrescamento, segnalato dai“record marini” come più evidente a partire da circa 2.77 Ma, determina una progressiva riduzione degli elementi più termofili e il contemporaneo aumento delle conifere di altitudine tipiche oggi delle foreste boreali. Non si registrano variazioni significative nei valori dell’umidità, i quali invece risulteranno fortemente alterati in seguito all’instaurarsi dei cicli glaciali/interglaciali a partire dall’inizio delMatuyama.Alle sabbie di san Donato seguono in discordanza le sabbie della fase di erosione e inclinazione degli strati verso NE (Rena Bianca):nei pochi livelli limosi misurati, esse hanno fornito tratti discontinui di una polarità normale alla base, seguita da una inversa, ed interpretaticome il limite Gauss-Matuyama, fino al breve crono con polarità normale, Reunion (2.15 Ma), e l’inizio di una nuova parte delMatuyama C2r.1r, con i limi della nuova fase fluvio-lacustre della serie del ciclo di Montevarchi (Limi di Terranuova). Questa serie è incontinuità sulle sabbie della Rena Bianca, nella parte più occidentale in sinistra d'Arno; nella serie del depocentro affiorante in destrad'Arno il contatto non è stato mai rinvenuto. Qui, il nuovo livello argilloso affiora nel letto dell’Arno e la sua età è prossima a 2.1 Ma; ilprimo livello fossilifero, invece, è alla data di 1.99 Ma. Esso inaugura la nuova fauna del Villafranchiano superiore, che nella sezione diFaella si rinviene con una distribuzione stratigrafica di 220 ka ed è parimenti datata con la correlazione magnetostratigrafica poco dopol’Olduvai. Infatti, nella sezione composita di Faella e Galleria Tasso, la serie procede con l’inizio del magnetocrono a polarità normaleOlduvai a 1.95 Ma. La sua prima porzione arriva a 1.815 Ma, seguita da un breve tratto a polarità inversa fino a 1.785 Ma ed un nuovo normale fino a 1.77 Ma, secondo la calibrazione effettuata nello stratotipo della Vrica. In quest'ultimo, il limite P/P è definito a 1.796 Ma,entro la breve inversione al tetto dell’Olduvai. In ca. 300 ka intorno al limite P/P è racchiuso tutto l’arco del Villafranchiano superiorepresente nel Valdarno Superiore fino all’unità faunistica Tasso, che però costituisce la grande maggioranza delle collezioni del Museodi Firenze.Gli elementi di una foresta subtropicale-temperato calda progressivamente sempre più impoverita nei suoi elementi più termofili si alternanoa quelli erbacei tipici di una vegetazione aperta nella quale trovano spazio anche numerosi elementi steppici. Nei sedimenti dellaRena Bianca, il passaggio Gauss-Matuyama, è marcato dalla prima registrazione testimoniante l’espansione della vegetazione steppicacon Artemisia che raggiunge per la prima volta valori dell’ordine di oltre il 20%. Con tali punti di controllo, datati con l’accuratezza di10 ka, entro la quale si ritiene compresa la durata di transizione da una polarità all’altra, anche le date di tutti gli eventi faunistici, pollinicie sedimentari sono fissate lungo la serie, con accuratezze cioè di qualche ka. In particolare, per quelli del secondo ciclo sedimentariodi Montevarchi che risultano continui per la durata complessiva da ca. 2.05 Ma a ca. 1.75 Ma, gli eventi faunistici sono scanditi entro 2ka e quelli vegetazionali correlati con le alternanze delle ciclicità astronomiche di Milankovitch misurate dalla distribuzione spettrale delsegnale magnetico. Gli eventi faunistici sono quelli classici del Villafranchiano superiore successivi alla fauna di Olivola della Toscana settentrionale. Sono costellati da depositi fossiliferi fra i più cospicui, come la fauna del Tasso della fine dell’800 e quella di Poggio Rosso della fine del 900, nonchè dai reperti isolati che sono stati riposizionati nella serie di Montevarchi, come il Rinoceronte di Nestidel 1811 e l’Elefante di Azzaroli del 1953. Ora, queste collezioni del Museo di Firenze sono datate insieme con la calibrazione del limiteP/P rapportato alla stratotipo della Vrica. Quindi, così come alla Vrica, il limite P/P è marcato dall’instaurarsi di una fase glaciale che sitraduce in un’espansione della vegetazione erbacea, e tale fase è preceduta da una lunga fase calda ed umida. I successivi cicli glaciali-interglaciali si differenziano ulteriormente da quelli pliocenici per una notevole riduzione nella diversità floristica determinata dalla progressivascomparsa nel corso del Pleistocene di numerosi taxa (ad esempio Taxodiaceae, Cathaya e Tsuga).Le sabbie di Oreno sovrastanti le argille di Ascione chiudono il ciclo di Montevarchi, e con esso termina il Villafranchiano nel bacino delValdarno Superiore. La sedimentazione riprende dopo una interruzione non valutabile, sul versante destro dell'Arno, in mancanza diuna serie magnetostratigrafica: nella parte SE del bacino, presso Lévane (Cava Specchiano), pochi livelli limosi nei ciottolami diLaterina e nelle sabbie di Lévane hanno fornito una polarità inversa attribuita al Matuyama superiore. Sul versante sinistro, nella zona aSW presso Bucine (Cava Gori), i conglomerati sono a polarità inversa e i limi e le argille soprastanti a polarità normale. La ricca faunadi Bucine, rinvenuta negli strati sabbioso-ghiaiosi a copertura degli ultimi depositi, nettamente post-villafranchiana, era anzi rapportataai tempi del Pleistocene medio terminale sulla base delle evidenze archeo-antropologiche di reperti litici. Sia che il salto di polarità corrisponda ai tempi magnetici del crono Jaramillo che a quelli del Brunhes, rimane l'importante indicazione che il tempo trascorso dopo gliultimi depositi della serie di Montevarchi è vicino a/o raggiunge 1 ma, che è pertanto il salto dalla fauna del Tasso a quella di Bucine.Da tale quadro cronologico emergono le condizioni per calibrare gli eventi faunistici e floristici dei bacini intermontani dell’Appennino,correlandoli con quelli del Valdarno Superiore. Il prototipo è dato dal Bacino Tiberino. Il “record” pollinico della Formazione di FossoBianco è stato calibrato direttamente con la magnetostratigrafia, per 600 ka, durante il Gauss terminale ed il Matuyama fino a tutto ilReunion. L’unica indicazione cronologica è data dalla ridotta associazione faunistica di Todi, rinvenuta a Cava Toppetti nella sovrastanteFormazione di Ponte Naia ed attribuita al Villafranchiano medio, tra le età dell'unità faunistica di Montopoli (calibrata a 2.58 Ma) equella di Olivola (ora datata a ca. 2.1 Ma): essa risulta perciò entro confini molto ristretti, intorno ad una età prima di Olivola, ma certamentenon prima di 2.15 Ma, essendo posteriore al Reunion. Per gli altri bacini, nonostante la mancanza di controlli magnetostratigrafici diretti, le età che erano state fissate con i criteri biocronologici vengono ora circoscritte intorno a date che le hanno talvolta spostate notevolmente. La stessa durata del Villafranchiano, ritenuta nel Valdarno Superiore estendersi dal Pliocene medio a circa la fine delPleistocene inferiore, è stata accorciata all’età biostratigrafica di poche decine di ka dopo l’inizio del Pleistocene. Nella calibrazione allascala GPTS questo comincia nell’Olduvai terminale, a circa 1.8 Ma e l’età del Villafranchiano arriva nel Valdarno Superiore a ca. 1.75Ma, cioè con una riduzione di 600-700 ka rispetto a quanto implicato dalle precedenti correlazioni indirette.Con la completezza del quadro magnetocronologico del Valdarno Superiore possono essere correlate le faune principali dei baciniappenninici, e gli eventi sedimentari e floristici rinvenuti nei due versanti della catena. In particolare, viene riportata la nuova interpretazionedella successione stratigrafica dei depositi faunistici, a partire da quello di Villafranca d’Asti, come rieferimento per il Villafranchiano, che risulta coevo con quello di Castelnuovo dei Sabbioni. Seguono le età di Montopoli (già nota, a 2.58 Ma) e di Olivolaora interpretata a 2.1 Ma, mentre quelle di Tasso e Farneta sono molto prossime fra loro ed entrambe appena dopo il limite Plio-Pleistocene; quella di Pirro alquanto indefinita. Il passaggio alla fase nuova che prelude alla fauna attuale è marcato al crono Jaramillo,1.05 Ma.

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