UNIVERSITÀ DEGLI STUDI DI PADOVA
FACOLTÀ DI SCIENZE MM. FF. NN.
Dipartimento di Geoscienze
Direttore Prof. Domenico Rio
TESI DI LAUREA TRIENNALE
IN
SCIENZE GEOLOGICHE
PRELIMINARI INDAGINI
MAGNETOSTRATIGRAFICHE DELLA
SEZIONE PIGNOLA-ABRIOLA (PZ) ATTORNO
AL LIMITE NORICO-RETICO
(TRIASSICO SUPERIORE)
Relatore: Dott. Manuel Rigo
Correlatori: Prof. Giovanni Muttoni
Prof. Paolo Mietto
Laureanda: Stefania Sorgato
ANNO ACCADEMICO 2010/ 2011
2
Indice
Abstract
5
Riassunto
5
Introduzione
7
1. INQUADRAMENTO GEOLOGICO DEL BACINO LAGONEGRESE
9
1.1 Litostratigrafia
10
1.2 Pignola-Abriola
12
2. IL PALEOMAGNETISMO
13
2.1 Acquisizione del segnale NRM
14
2.2 Tecniche di demagnetizzazione parziale
14
2.3 Il Campionamento
15
2.4 Procedura di campionamento sul campo
15
2.5 Analisi del campione
16
2.6 Interpretazione dei dati
18
2.7 Calcolo del polo paleomagnetico e della paleolatitudine
20
Conclusioni
22
Ringraziamenti
23
Bibliografia
25
3
4
Abstract
This thesis aims to find the magnetostratigraphic signal at the Pignola-Abriola
section (Lagonegro Basin) arond the Norian/Rhaetian boundary (Upper Triassic).
The intent is to identify the presence of magnetozones and to calculate the
paleolatitude of the studied section for the latest Norian. After a sampling activity
in field, all the collected samples has been analyzed at the paleomagnetic
laboratory in Peveragno (CN) to identify the original magnetic signal if present,
and possible magnetozones. In the field, samples were extracted using a hand-drill
and numbered. Then the geographic coordinates has been measured for each
samples using a compass. In the laboratory, after recording the magnetic field
intensity, every sample has been heating with steps of ca. 50°-25° degrees to
recognize the Natural Residual Magnetization (NRM). Furthermore, it’s
calculated the paleomagnetic pole and the paleolatitude of Pignola-Abriola section
during the latest Norian (Late Triassic).
Riassunto
Il lavoro di questa tesi si è concentrato nell’individuazione del segnale
magnetostratigrafico triassico nell’intervallo Norico/Retico nella sezione
lagonegrese di Pignola-Abriola (PZ), attualmente affiorante negli Appennini
meridionali. L’intento è stato quello di individuare delle magnetozone e di
calcolare la paleolatitudine del sito. Lo svolgimento di questo lavoro ha previsto,
in un primo momento, un’attività di campagna con il prelievo e la raccolta dei
campioni, secondariamente si è svolto nel laboratorio ALP (Alpine Laboratory of
Paleomagnetism) per effettuare lo studio geofisico dei campioni, ricercando la
presenza del segnale magnetico e di possibili inversioni. In campagna i campioni
sono stati estratti mediante l’utilizzo di un carotatore , numerati e sono state
misurate le coordinate geografiche (immersione e inclinazione) mediante una
bussola dotata di un apposito sostegno. In laboratorio, dopo aver misurato
l’intensità di magnetizzazione dei singoli campioni, si è voluto procedere con il
metodo della demagnetizzazione termica mediante step di 50° e 25°C al fine di
identificare la NRM. Infine è stata fatta la media delle coordinate geografiche dei
vari campioni per calcolare le coordinate del polo paleomagnetico e la
paleolatitudine. Questa tesi ha dunque permesso di identificare la posizione
dell’area lagonegrese nel Triassico Superiore (intervallo attorno al limite
Norico/Retico) all’interno della fascia equatoriale.
5
6
Introduzione
Questa tesi è stata svolta allo scopo di individuare la presenza del segnale
magnetostratigrafico originale del Triassico attorno all’intervallo Norico/Retico in
una successione chiave del Bacino di Lagonegro (Appennini Meridionali). La
sezione esaminata è la sezione di Pignola-Abriola, largamente studiata in
letteratura grazie alla sua ricchezza fossilifera (conodonti, radiolari e bivalvi
pelagici appartenenti al genere Halobia) e alla sua facile accessibilità poiché
affiorante lungo la strada che unisce Potenza con il comune di Abriola (Scandone,
1967, 1972, 1975; Miconnet et al., 1983, 1985, 1988; Rigo et al., 2005; Bertinelli
et al., 2005; Giordano et al., 2010). Inoltre essa fa parte dell’area lagonegrese,
importante nell’ambito dell’evoluzione sedimentaria dell’area Mediterranea e
contenente facies ricche in macro e micro fossili ben preservati.
Lo scopo di questo lavoro si è concentrato sull’individuazione del segnale
magnetostratigrafico originale degli strati durante la loro deposizione, con
eventuale individuazione di possibili inversioni del campo magnetico e
determinazione della paleolatitudine del Bacino di Lagonegro durante il Triassico
Superiore.
Il lavoro svolto per questa tesi è stato suddiviso in tre parti. La prima in campagna
mediante l’utilizzo di un carotatore, una bussola e un blocco per annotare le
giaciture dei campioni raccolti. La seconda parte prevedeva l’utilizzo di un
magnetometro presso il laboratorio di Paleomagnetismo a Peveragno in provincia
di Cuneo; infine lo studio e l’interpretazione dei dati raccolti e sviluppati nel corso
delle precedenti operazioni.
7
8
1. INQUADRAMENTO GEOLOGICO DEL BACINO LAGONEGRESE
Figura 1
Mappa geografica dell’area.
La successione stratigrafica di Lagonegro affiorante negli Appennini Meridionali,
a sud ovest della provincia di Potenza in Basilicata [fig. 1] , si è deposta in
condizioni pelagiche tra lo Scitico (Triassico Inferiore) e il Miocene ed è impilata
attualmente tra la Piattaforma Apula (al tetto) e quella Appenninica (al letto).
Scandone (1967, 1972, 1975) ha suddiviso le unità lagonegresi in due livelli
strutturali principali: unità Lagonegro I, comprendente la fascia inferiore della
successione e correlata alle facies distali, ed unità Lagonegro II, caratterizzata
dalle facies prossimali e situata nella fascia superiore della successione
lagonegrese. Studi successivi definirono una maggior complessità della
deformazione e vanificarono la correlazione tra la posizione delle scaglie
tettoniche e la distribuzione delle facies (Miconnet 1983, Carbone et al. 1988;
Torrente 1988; Mazzoli 1992).
9
1.1 Litostratigrafia
La sequenza di Lagonegro consta di quattro formazioni:
Fm di Monte Facito
Fm dei Calcari con Selce
Fm degli Scisti Silicei
Flysch Galestrino
La Formazione di Monte Facito è la formazione più antica ed è costituita da
argille intercalate da calcareniti, arenarie, diaspri e calcari di scogliera, per uno
spessore di circa 150-200m. L’ambiente di sedimentazione è di piattaforma
terrigena e localmente carbonatica, con una variazione di profondità fino a un
ambiente di bacino poco profondo. Il limite con la formazione successiva, ovvero
la Formazione dei Calcari con Selce, segnalato da Scandone (1967) e studiato in
dettaglio da Rigo et al., (2007) , risulta essersi deposto durante la parte sommitale
del Ladinico superiore. La Formazione dei Calcari con Selce è caratterizzata da
calcari stratificati con noduli e liste di selce intercalati da sottili livelli argillosi. I
letti carbonatici, spesso dolomitizzati tardivamente, sono costituiti da mudstone,
wackestone e packstone contenenti radiolari e bivalvi. In percentuali inferiori sono
presenti anche calciruditi e calcareniti, soprattutto nella porzione superiore della
Formazione, frequentemente silicizzate e contenenti foraminiferi bentonici,
frammenti di echinodermi e bioclasti vari provenienti dalle piattaforme
carbonatiche adiacenti. L’abbondanza di conodonti, radiolari, bivalvi a guscio
sottile (genere Halobia) e rari ammonoidi, permette di datare la Formazione al
Triassico Superiore. L’ambiente deposizionale di questa formazione è di bacino
aperto e di scarpata laterale di piattaforma carbonatica con uno spessore da circa
250 m ad un massimo di 500 m. A causa della complessità nell’individuazione del
limite tra la Formazione dei Calcari con Selce con la sovrastante Formazione degli
Scisti Silicei, è stato introdotto da Miconnet (1983) un “Intervallo di Transizione”
corrispondente al progressivo approfondimento del fondale marino, al di sotto
della soglia di compensazione carbonatica (CCD) che non permetteva la
preservazione dei sedimenti carbonatici (Selli 1962; De Wever & Miconnet 1985;
Miconnet 1988). Questo Intervallo di Transizione è stato considerato come
porzione superiore della Formazione dei Calcari con Selce (e.g. Amodeo, 1999)
ed il limite superiore è risultato essere diacrono e datato biostratigraficamente tra
il Norico superiore e il Giurassico inferiore-medio (Amodeo 1999; Bertinelli et al.
2005a; Bertinelli et al. 2005b; Passeri et al. 2005; Reggiani et al. 2005; Giordano
et al. 2010). La Formazione degli Scisti Silicei, in continuità sui calcari con selce,
è caratterizzata prevalentemente da radiolariti, selci stratificate e argilliti,
10
formatasi per lo più da una sedimentazione locale di fanghi a radiolari. L’età più
giovane della Formazione degli Scisti Silicei è il Titoniano (Giurassico Superiore)
(Bertinelli et al 2005). Gli strati di radiolariti intercalano livelli argillosi che, a
partire dal Cretaceo Inferiore, diventano sempre più spessi al passaggio col Flysch
Galestrino. È proprio la costante e massiccia presenza di radiolari che colloca
temporalmente questa formazione all’interno del Giurassico. Il Flysch Galestrino
è costituito da argille scure intercalate a selci grigio plumbeo. Alle argille si
alternano calcari marnosi e calcareniti con strutture torbiditiche. L’ambiente di
sedimentazione corrisponde ad un bacino in cui si ha la precipitazione di fanghi a
radiolari al di sotto della CCD; la presenza di calcareniti si spiega invece mediante
la precipitazione di materiale torbiditico. La successione di Pignola-Abriola,
studiata per questo lavoro è rappresentata da facies pelagiche della Formazione
dei Calcari con Selce e dell’Intervallo di Transizione verso la Formazione a Scisti
Silicei. Essa è stata considerata una successione prossimale, poiché ricca di
intercalazioni calcarenitiche con bioclasti provenienti dalle adiacenti piattaforme
carbonatiche (Scandone, 1967; Bazzucchi et al., 2005).
11
1.2 Pignola-Abriola
La sezione di Pignola-Abriola è affiorante sul versante occidentale del Monte
Crocetta, lungo la strada che collega Abriola (PZ) a Potenza. Essa rappresenta la
parte superiore della Formazione dei Calcari con Selce ed è documentato
l’intervallo Norico-Retico (Amodeo et al. 1993; Amodeo 1999; Bazzucchi et al.
2005; Tanner et al. 2006). La parte inferiore della sezione è caratterizzata da un
letto calciruditico costituito da frammenti selciferi angolari in una matrice
dolomitica, indici di una precoce diagenesi della selce e la presenza di una
tettonica sindeposizionale nei pressi di uno slope. Le calciruditi sono sormontate
da sottili strati di dolomia selcifera e calcarenite dolomitizzata, quest’ultima
interessata dalla presenza di organismi bentonici provenienti dalle adiacenti
piattaforme carbonatiche. Tra i 13 e i 54 m la litologia di questa sezione è
caratterizzata dall’intercalazione di argille grigie e nere, livelli selciferi scuri e
sottili strati calcarei¸ costituiti prevalentemente da mudstone, wackestone e
packstone contenenti radiolari e bivalvi (Halobia). La parte medio-alta della
sezione rappresenta la transizione tra la Formazione dei Calcari con Selce e quella
degli Scisti Silicei, caratterizzata dalla progressiva riduzione dell’apporto
carbonatico e dall’incremento in selci scure e argille a radiolari, con visibile
aumento di sostanza organica (Bazzucchi et al. 2005; Tanner et al. 2006). La parte
basale della Formazione degli Scisti Silicei non è visibile nella sezione del Mt.
Crocetta a causa di disturbi tettonici e una povera esposizione dovuta a copertura
vegetale. Lo studio svolto in questa tesi si è limitato alla parte inferiore della
sezione, ricercando il segnale magnetostratigrafico originale Triassico, nella
speranza di poter individuare delle inversioni del campo magnetico e determinare
la paleolatitudine del Bacino di Lagonegro durante questo momento del Triassico
Superiore.
12
2. IL PALEOMAGNETISMO
La magnetostratigrafia, è la scienza che studia intensità, direzione e verso del
vettore magnetizzazione naturale residua (NRM) acquisita dalle rocce al momento
della loro formazione; studia inoltre le tipologie, caratteristiche e quantità di
minerali ferromagnetici in esse contenuti e responsabili della NRM. Lo studio
della magnetizzazione residua delle rocce permette di determinare la polarità del
campo magnetico terrestre al momento della loro formazione e le sue inversioni,
nonché la posizione nello spazio del polo paleomagnetico, e le variazioni di
intensità del campo magnetico terrestre. Il campo magnetico terrestre (CMT) può
essere approssimato come quello generato da un dipolo assiale geocentrico (GAD)
inclinato di 11.5° rispetto all’asse di rotazione terrestre. Esso è generato da
movimenti delle masse fluide all’interno del nucleo esterno. Per descrivere il
CMT nello spazio è necessario far uso del valore di declinazione e d’inclinazione.
Il primo è dato dall’angolo tra la proiezione sul piano orizzontale del vettore del
CMT e il Nord geografico, mentre l’inclinazione corrisponde all’angolo tra il
vettore e il piano orizzontale [fig. 2.1].
Figura 2.1
Declinazione e Inclinazione del
Campo Magnetico Terrestre
Le variazioni nella circolazione convettiva nel nucleo sono probabilmente la causa
delle inversioni del campo magnetico, in ultimo registrate nei sedimenti. Queste
inversioni sono importanti per la magnetostratigrafia, la quale studia la
successione delle inversioni di polarità (e di intensità) del campo magnetico
terrestre registrate nelle successioni di rocce sedimentarie. Studi sulle inversioni
magnetiche di polarità nei basalti dei fondali oceanici hanno permesso di costruire
13
una scala di riferimento delle inversioni di polarità del CMT che è definita
Geomagnetic Polarity Time Scale (GPTS). È dunque possibile correlare la GPTS
con altre scale del tempo geologico, quali: la Scala Radiometrica, la Scala
Cronostratigrafica e la Scala Biostratigrafica. Ciò che dà importanza alle
correlazioni magnetostratigrafiche è la contemporanea presenza di diversi fattori
che, negli altri metodi di correlazione, non si trovano mai assieme. Questi pregi
sono: la rapidità e globalità delle inversioni, e la loro indipendenza dalle facies e
dalla litologia.
2.1 Acquisizione del segnale NRM
L’acquisizione della magnetizzazione residua naturale può avvenire per mezzo di
tre meccanismi principali:
Magnetizzazione residua termica (TRM): magnetizzazione che la roccia
acquisisce durante il raffreddamento al di sotto della temperatura di Curie
dei minerali ferromagnetici.
Magnetizzazione residua chimica (CRM): magnetizzazione dovuta a
trasformazioni mineralogiche in seguito a processi metamorfici o a
fenomeni di ossidazione a temperatura ambiente.
Magnetizzazione residua detritica (DRM): magnetizzazione acquisita in
fase di deposizione in ambiente sedimentario di minerali magnetici di
origine detritica o biogena.
2.2 Tecniche di demagnetizzazione parziale
Per poter risalire alla NRM è possibile utilizzare tre differenti tecniche di
demagnetizzazione parziale:
14
Alternating-field demagnetization (AF): si espone il campione a un campo
magnetico alternato di intensità decrescente nel tempo per circa un minuto,
in questo modo le componenti magnetiche meno coercitive del campo
applicato si annullano tra loro, mantenendo inalterate le componenti della
magnetizzazione residua naturale più coercitive.
Chemical demagnetization: si attacca la roccia con dell’acido diluito in
modo tale da dissolvere gradualmente gli ossidi di Fe e Ti.
Thermal demagnetization: consiste nello scaldare il campione a
temperature via via maggiori, seguendo step di 50–25 °C, in un ambiente a
campo magnetico nullo, prima di ogni misurazione della rimanenza
magnetica. In questo modo tutti i granuli ferromagnetici che hanno
temperatura di sbloccaggio minore rispetto a quella applicata assumono
magnetizzazioni sparse casualmente nello spazio, annullandosi
statisticamente tra loro. Una volta raggiunta la temperatura di Curie dei
minerali presenti nel campione si avrà rimanenza magnetica nulla. Nello
svolgimento di questa tesi è stata utilizzata la Thermal demagnetization
con step di temperatura inizialmente di 50°C, seguiti poi da step di 25°C,
fino a raggiungere temperature di 600°C.
2.3 Il Campionamento
Il campionamento si è svolto nella sezione di Pignola-Abriola in provincia di
Potenza, attorno al limite Norico-Retico facente parte del Triassico Superiore. In
particolare si è analizzata la porzione inferiore della sezione, poiché meglio
affiorante. Sono stati campionati 20.39 m di successione, con la raccolta di 120
campioni. Successivamente è stata fatta una selezione di circa quaranta campioni
rappresentativi dei vari siti di raccolta, escludendo quelli maggiormente alterati. Il
numero di campioni non è casuale, si basa infatti sulla capacità massima del porta
oggetti (barca) del demagnetizzatore termico che ha permesso le analisi effettuate
presso il Laboratorio ALP (Alpine Laboratory of Paleomagnetism) in
collaborazione con il Prof. Giovanni Muttoni dell’Università degli Studi di
Milano.
2.4 Procedura di campionamento sul campo
Per ricavare i campioni da
analizzare
per
la
magnetostratigrafia
è
necessario
effettuare
dei
carotaggi in roccia, mediante
l’utilizzo di un perforatore a
rotazione azionato da un
motore a scoppio. Il carotatore,
di diametro di 2.5 cm, è
costituito da una scarpa
diamantata per poter perforare
e un serbatoio contenente
acqua, azionato manualmente
tramite una pompa, necessario
per raffreddare la punta
evitandone
così
il
Figura 2.2
Perforatore a rotazione con serbatoio d’acqua.
15
danneggiamento [fig. 2.2]. A
carotaggio effettuato la base
del campione risulta essere
ancora fissata
alla roccia,
questo ci permette di orientare
il campione nello spazio. Per
l’orientazione spaziale viene
utilizzata una bussola posta su
un sostegno dello stesso
diametro del carotiere e dotato
di una fessura, mediante la
quale è possibile tracciare un
segno a matita che ci
permetterà, una volta estratto il
campione, di riorientarlo [fig.
2.3].
Declinazione
e
inclinazione del campione
vengono scritte su un blocco
notes per poter, in un secondo
momento, orientare i vettori
paleomagnetici nello spazio
[fig. 2.4]. Il campione viene
successivamente
segato
longitudinalmente
in
laboratorio, portandolo ad una
lunghezza standard pari a 2.5
cm.
Figura 2.3
Marcatura del campione.
Figura 2.4
Raccolta dati.
2.5 Analisi del campione
La suscettività magnetica è
stata misurata all’interno del
Laboratorio
di
Paleomagnetismo a Peveragno
in provincia di Cuneo,
mediante
l’utilizzo
del
suscettivimetro AGICO KLY3 kappabridge [fig. 2.5].
16
Figura 2.5
Magnetometro AGICO KLY-3 kappabridge
Dopo aver riscontrato la
presenza di una suscettività
magnetica e averla misurata, il
campione è pronto per subire
una
demagnetizzazione
parziale.
La tecnica utilizzata in questo
studio
è
quella
della
demagnetizzazione termica. Il
campione viene appoggiato su
di un apposito sostegno
chiamato barca [fig. 2.6], per
poi essere introdotto nel forno
[fig. 2.7] dotato di camera di
raffreddamento. Dopo ogni
step di temperatura verrà
registrata la magnetizzazione
residua mediante l’utilizzo del
magnetometro criogenico [fig.
2.8]. Questo strumento, sfrutta
la capacità di alcuni metalli di
comportarsi
come
superconduttori se posti a
basse
temperature,
come
quella dell’elio liquido (4°K).
Queste
procedure
sono
necessarie per isolare la
componente primaria della
magnetizzazione naturale. Per
questo motivo si ripeteranno le
varie
analisi
sino
a
raggiungere la temperatura di
Curie dei minerali presenti nel
campione, ottenendo una
rimanenza magnetica nulla,
aumentando la temperature in
step di 50 o 25 gradi.
Figura 2.6
Barca porta campioni
Figura 2.7
Demagnetizzatore termico.
Figura 2.8
Magnetometro criogenico
17
2.6 Interpretazione dei dati
Una volta raccolti i dati, per ogni campione viene creato un grafico
rappresentativo dei vettori di declinazione, intensità e direzione. Per questo tipo di
rappresentazione si utilizzano i diagrammi di Zijderveld (o delle componenti
vettoriali), caratterizzati da un piano orizzontale e uno verticale ortogonali tra loro
e rappresentanti rispettivamente le coordinate geografiche e la direzione del
campione verso l’alto (Up) o verso il basso (Down). Sul grafico compariranno vari
punti rappresentanti i vari step di demagnetizzazione del campione. La distanza di
ciascun punto dall’origine è direttamente proporzionale all’intensità del vettore
NRM (magnetizzazione naturale rimanente). I punti del grafico risultano essere di
due colori per distinguere quelli relativi al piano orizzontale (neri) e quelli
appartenenti al piano verticale (bianchi). Un campione a magnetizzazione di tipo
normale mostra i punti neri concentrati verso nord e i bianchi verso il basso
mentre uno a magnetizzazione inversa appare graficamente opposto al precedente.
Nelle figure 2.8, 2.9, 2.10 sono mostrati alcuni esempi di diagrammi delle
componenti vettoriali, nei vari casi di magnetizzazione normale o inversa, e di
qualità dei dati forniti dai campioni. Nella fig. 2.8 è rappresentato il diagramma
delle componenti vettoriali del campione p15.01. Nell’immagine di sinistra il
campione è stato tiltato in posizione orizzontale assunta durante la
sedimentazione, in quella di destra il campione è rappresentato con la giacitura
attuale. Il diagramma mostra una magnetizzazione normale e dalla sua qualità si
può dedurre che il campione p15.01 si è ben conservato. La sua temperatura di
Curie è di 600°C.
Figura 2.8
Diagramma Zijderveld
a magnetizzazione
normale.
18
La fig. 2.9 mostra una magnetizzazione inversa registrata nel campione p3.43,
identificabile dalla disposizione dei punti neri verso sud e i bianchi verso l’alto.
Figura 2.9
Diagramma Zijderveld a
magnetizzazione
inversa.
Nell’ultima immagine, la fig. 2.10, si è voluto rappresentare due esempi di
diagramma che non si prestano all’analisi. Essi mostrano una disposizione caotica
e confusionale degli step di demagnetizzazione e questo denota la presenza di vari
rumori che disturbano il segnale originario. Un’altra possibilità è che il segnale
magnetico sia stato overprinted da una magnetizzazione tardiva e sottoposto ad
una successiva diagenesi che ha alterato il segnale. Questa interpretazione ci viene
confermata anche dal fatto che la loro demagnetizzazione totale è avvenuta a
temperature comprese tra i 250 e i 300°C.
Figura 2.10
Diagramma Zijderveld da
scarto.
19
2.7 Calcolo del polo paleomagnetico e della paleolatitudine
In seguito allo studio ed interpretazione dei dati raccolti e dei diagrammi di
Zijderveld è stato possibile anche calcolare la posizione del polo paleomagnetico
e la paleolatitudine del Bacino di Lagonegro alla fine del Norico (Triassico
Superiore). Per attuare questi calcoli è stata fatta la media dei dati dei vari
campioni meglio preservati. Per calcolare il polo paleomagnetico è necessario far
uso di due teoremi:
Teorema del seno:
sin(λp − λx )
sin(90 − φ)
Teorema del coseno:
cos(90 − 𝜑𝑝 ) = cos(90 − 𝜑𝑥 ) cos(90 − 𝜑)
+ sin(90 − 𝜑𝑥 ) sin(90 − 𝜑) cos 𝛿
Dove 𝜑𝑝 e λp corrispondono alle coordinate geografiche del polo paleomagnetico,
mentre 𝜑𝑥 e λx corrispondono alla latitudine e longitudine del sito di
campionamento. Per il calcolo della paleolatitudine è stata utilizzata la seguente
formula:
tan 𝐼 = 2 tan 𝜑
Dove 𝐼 è l’inclinazione del campo magnetico e 𝜑 è la latitudine geografica.
Applicando tale formula con i dati ottenuti dalle analisi effettuate, ovvero I=59.71
e 𝜑=40.56, è possibile stimare una paleolatitudine di 15.5°N del Bacino di
Lagonegro durante il Norico sommitale.
20
21
Conclusioni
Grazie alla raccolta dei campioni e agli studi svoltisi nell’ALP (Alpine Laboratory
of Paleomagnetism) a Peveragno (CN), sono stati raggiunti gli obbiettivi prefissati
e descritti all’inizio di questa tesi.
22
È stata riscontrata la presenza del segnale magnetico nella sezione
lagonegrese di Pignola-Abriola (PZ) attorno al limite Norico-Retico. Su 40
campioni selezionati e rappresentativi dell’area campionata, 22 mostrano
un minor disturbo del segnale magnetico ed una maggiore intensità di
magnetizzazione naturale residua.
Il segnale ottenuto ha permesso di individuare almeno due magnetozone,
dividendo così la colonna stratigrafica in una reversal e una normal zone
aventi il campione p13.38 come punto rappresentativo dell’inversione.
In ultima analisi è stato possibile calcolare le coordinate del polo
paleomagnetico e la paleolatitudine, la quale è risultata essere di 15.5°N.
Ringraziamenti
Al termine di questa tesi non posso non citare i personaggi che mi hanno
affiancata nel corso del fumetto della mia vita fin’ora. Per il sostegno e l’aiuto che
non mi è mai stato negato ringrazio il mio Relatore Manuel Rigo e il resto della
Gang del Bosco (Lisa Santello, Matteo Belvedere, Jacopo Dal Corso, Anna Breda,
Marco Franceschi), il Prof. Paolo Mietto per avermi adottata come laureanda e per
le sue lezioni di Geologia Storica e Stratigrafica, il Prof. Giovanni Muttoni e la
sua mitica “Puffa” per i giorni trascorsi nel Laboratorio di Peveragno e la sua
passione per il Paleomagnetismo; Edoardo Dallanave per l’aiuto, le correzioni e la
simpatia; il docente Nereo Preto per le partite a carte nel furgoncino
dell’università al ritorno dalla Basilicata, la mia famiglia che ha saputo
sopportarmi con tenacia in particolare in questi ultimi giorni prima della laurea e
per il costante appoggio, il mio ragazzo Pietro per la pazienza e l’aiuto col
computer, Anna Rita per la ricetta del dolce al cocco, il Laboratorio di
Paleomagnetismo ALP che sembra il set del film Shining sia per i lunghi corridoi
che per il bar interno, la sala thè del nuovo dipartimento per il momento relax, gli
amici e compagni dell’università per essermi sempre stati vicino e avermi
incoraggiata anche a diversi km di distanza, ringrazio Manu Lele perché sempre
presente e pronto a offrire il suo aiuto, Andrea Casagrande (conosciuto come
“Tette”) per l’ottimo vino che porta in escursione, Livia Nardini (detta Snoopy)
per i momenti memorabili trascorsi in Corsica al Campo di Rilevamento 2 e per
l’aiuto e l’incoraggiamento nell’affrontare le mie mille pare mentali e i momenti
di depressione gratuita.
23
24
Bibliografia
Amodeo, F. 1999: Il Triassico terminale - Giurassico del Bacino Lagonegrese.
Studi stratigrafici sugli Scisti Silicei della Basilicata (Italia meridionale).
Mémoires de Géologie (Lausanne), 33,121 pp.
Bazzucchi, P., Bertinelli, A., Ciarapica, G., Marcucci, M., Passeri, L., Rigo, M. &
Roghi, G. 2005: The Late Triassic-Jurassic stratigraphic succession of
Pignola (Lagonegro-Molise Basin, Southern Appennines, Italy. Boll. Soc.
Geol. It., 143-153.
Bertinelli, A., Ciarapica, G., De Zanche, V., Marcucci, M., Mietto, P., Passeri, L.,
Rigo, M. & Roghi, G. 2005a: Stratigraphic evolution of the Triassic-Jurassic
Sasso di Castalda succession (Lagonegro basin, Southern Appennines, Italy).
Boll. Soc. Geol. It., 124, 161-175.
Bertinelli, A., Ciarapica, G. & Passeri, L. 2005b: Late Triassic-Jurassic basinal
succession in Molise and northern Basilicata: the northernmost witness of the
Lagonegro domain. Boll. Soc. Geol. It., 124, 177-188.
Giordano, N., Rigo, M., Ciarapica, G. & Bertinelli, A. 2009: New biostratigraphic
constraints for the Norian/Rhaetian boundary: data from Lagonegro Basin,
Southern Appennines, Italy. Lethaia, 2010.
Mazzoli, S. 1992: Structural analysis of the Mesozoic Lagonegro Units in SW
Lucania (Southern Italian Appennines). Studi Geol. Camerti, XII, 117-146.
Miconnet, P. 1983: La region de Lagonegro (Italie méridionale): evolution
géologique d’un basin dans son cadre alpin. Tesi di dott. III ciclo, Univ. Des
Sciences et Technique de Lille, pp. 185.
Miconnet, P. 1988 : Evolution mesozoique du secteur de Lagonegro. Atti de 74°
Congr. Naz. della Soc. Geol. It, Abstract B, Sorrento.
Reggiani, L., Bertinelli, A., Ciarapica, G., Marcucci, M., Passeri, L., Ricci, C. &
Rigo, M. 2005: Triassic-Jurassic stratigraphy of the Madonna del Sirino
succession (Lagonegro basin, Southern Apennines, Italy). Boll. Soc. Geol. It.,
124, 281-291.
Scandone, P. 1967: Studi di geologia lucana: la serie calcareo-silicomarnosa. Boll.
Soc. Geol. Nat., in Napoli, 76, 175 pp.
Scandone, P. 1972: Studi di geologia lucana: nota illustrativa della carta dei
terreni della serie calcareo-silico-marnosa. Boll. Soc. Geol. Nat., in Napoli,
81, 225-300.
Scandone, P. 1975: Triassic seaways and the Jurassic Tethys Ocean in the central
Mediterranean area. Nature, 256, 117-119.
25
Tanner, L., Schiattarella, M. & Di Leo, P. 2006: Carbon isotope record of Upper
Triassic strata of Lagonegro Basin, Southern Appennines, Italy: Preliminary
results, in: Harris et al., (Eds.) 2006 The Triassic-Jurassic Terrestrial
Transition. New Mexico Museum of Natural History and Science Bulletin, 37,
23-28.
Torrente, M.M 1988: Primi dati strutturali sui terreni della serie calcareo-silicomarnosa nel Lagonegro (Basilicata). Mem. Soc. Geol. It., 41, 1317-1329.
26
