L'Oceano Tetide - Un oceano scomparso

L'Oceano Tetide (o semplicemente Tetide) era un braccio oceanico disposto in senso Est-Ovest che, nei tempi geologici compresi tra il Permiano ed il Miocene separava l'Africa settentrionale dall'Europa e dall'Asia.
L'apertura dell'Oceano Tetide avvenne circa 250 milioni di anni fa, tra il Permiano ed il Triassico inferiore e portò alla separazione tra un blocco continentale settentrionale (Laurasia) ed uno meridionale (Gondwana). L'allontanamento delle due parti del Pangea proseguì fino al Giurassico, quando i movimenti delle placche tettoniche si invertirono ed iniziò una contrazione dell'Oceano Tetide stesso.
Il movimento dell'Africa era solidale con quello della placca adriatica, che forse ne rappresentava una parte settentrionale. La collisione della placca adriatica con il continente europeo chiuse la Tetide nella regione centrale del Mediterraneo, dando origine alla catena montuosa delle Alpi. A completare la chiusura della Tetide, l'India, staccatasi dal continente meridionale di Gondwana durante il Giurassico, si scontrò con l'Asia dando origine alla catena himalayana.
Il nome deriva dalla dea greca Teti (Τηθύς), sorella e moglie di Oceano e madre di svariate divinità fluviali e sorgive.

Rappresentazione della Terra all'inizio del Triassico. È visibile la presenza di un supercontinente, la Pangea, che comprendeva la maggior parte delle masse continentali odierne, e l'oceano tetideo suddiviso in Neotetide (con crosta oceanica in espansione) e Paleotetide (originatasi nel Paleozoico e ora in fase di chiusura), bordata a nord e a est da zone di subduzione attiva della crosta oceanica sotto la placca continentale euro-asiatica. Stampfli e Borel, 2002. Modificato.

Rappresentazione della Terra al passaggio Ladinico-Carnico. Prosegue l'espansione della Neotetide e le micro-placche cimmeriche si avvicinano al margine settentrionale della Paleotetide, ormai molto ridotta. La subduzione di crosta oceanica al margine occidentale della Paleotetide è probabilmente all'origine di un vulcanismo di arco nell'area delle attuali Alpi Meridionali. Nel settore nord-occidentale della Tetide si individuano nuovi piccoli bacini oceanici in fase di espansione. Un sistema di rift attivo interessa l'area corrispondente alla micro-placca Adria almeno dal Triassico Medio. Stampfli e Borel, 2002. Modificato.

Rappresentazione della Terra al passaggio Retico-Hettangiano (Giurassico Inferiore). È avvenuta la collisione tra le micro-placche cimmeriche e il margine meridionale di Laurasia, con le prime fasi dell'orogenesi cimmerica. Inizia la subduzione della crosta oceanica della Neotetide. Persistono e si espandono ancora nel settore nord-occidentale della Tetide i piccoli bacini oceanici originatisi nel Trias Medio. Si attiva il rift del Nord Atlantico e inizia la separazione tra Laurasia e Gondwana; la micro-placca Adria è attivamente interessata da fasi tettoniche distensive in conseguenza dell'incipiente apertura della Tetide alpina. Stampfli e Borel, 2002. Modificato.

Bolca - Un Paleosito Italiano

Bolca è conosciuta in tutto il mondo per i prestigiosi fossili (piante e pesci) dell'Era Terziaria (Eocene Medio, circa 50 milioni di anni), riportati alla luce in diverse località del suo territorio, le più famose delle quali sono la Pessàra, il Postale, il Vegroni, il monte Purga e lo Spilecco.
Nell’ultimo mezzo millennio questi straordinari esemplari, unici per la varietà e lo stato di conservazione, hanno conquistato scienziati, studiosi, geologi e paleontologi, ma anche capi di stato, papi, uomini di governo ed ambasciatori, e sono andati ad arricchire i più prestigiosi Musei di Scienze Naturali d’Italia e del mondo (Parigi, Londra, Vienna, Monaco di Baviera, Budapest, Edimburgo, Dublino, Zurigo, New York, Washington, Mosca solo per citarne alcuni) ed innumerevoli collezioni private (tra le più antiche ricordiamo quelle di G. Fracastoro, F. Calceolari, Papa Sisto V, L. Moscardo, S. Maffei, Gazzola, Canossa, Séguier, etc.).
Grandi studiosi hanno esaminato e scritto dei fossili di Bolca da cinquecento anni a questa parte e continuano ancora a farlo per trovare risposta a vecchi e nuovi interrogativi sulla storia della terra e sull’evoluzione delle specie. Per questo giungono ancora oggi a Bolca da tutto il mondo.
Ogni anno sono decine di migliaia le persone, numerose dall’estero, che vengono a visitare il Museo dei Fossili, la casa-museo della famiglia Cerato, le cave del Postale e della Pessàra; molti gli studenti (quindicimila circa) che effettuano l’annuale gita scolastica sui monti della Val d’Alpone, compiendo un sorprendente, quanto affascinante percorso nel tempo.

 

Ceratoichthys pinnatiformis - Bolca - Italia

Per saperne di più: Museo dei fossili di Bolca

Geologia: Carta Geologica d'Italia scala 1:1250000

Il Dipartimento Difesa del Suolo – Servizio Geologico d’Italia ha realizzato, in occasione del 32° IGC, la Carta Geologica d’Italia alla scala 1:1.250.000 basata sulla rielaborazione di una nuova carta geologica alla scala 1:500.000 elaborata dallo stesso gruppo di lavoro.

La principale innovazione di questa nuova edizione della Carta Geologica d’Italia alla scala 1:1.250.000 consiste nell’utilizzo, nella fase di elaborazione, dei prodotti cartografici acquisiti nell’ambito del progetto di cartografia geologica nazionale (progetto CARG) alla scala 1:50.000, derivati dai più recenti rilevamenti geologici di campagna. In quei settori geografici non ancora oggetto dei rilevamenti per i nuovi fogli geologici, le informazioni geologiche sono state tratte dalla precedente edizione della cartografia geologica ufficiale alla scala 1:100.000 o dalle più recenti pubblicazioni scientifiche reperibili in letteratura.

Per la realizzazione della Carta Geologica d’Italia alla scala 1:1.250.000 sono stati adottati criteri originali, basati su una suddivisione per cicli orogenetici e per eventi geologici.
In particolare, per le successioni sedimentarie, la legenda è stata predisposta basandosi su una suddivisione lito-cronostratigrafica correlata con eventi di natura geodinamica e considerando, successivamente, i diversi ambienti paleogeografici.
Le unità vulcaniche sono state suddivise tenendo conto dell’orogenesi o del contesto geodinamico a cui sono riferiti i processi vulcanici che le hanno generate. Nell'ambito di ciascun raggruppamento si è scelto, come criterio di ulteriore differenziazione, il carattere chimico o l’affinità petrogenetica delle rocce; l’età di messa in posto è stata infine uno strumento distintivo per le rocce appartenenti al medesimo tipo di vulcanismo e con caratteri petrografici simili.
Relativamente alle unità intrusive, queste rocce sono state distinte in due categorie principali basandosi sull’età della messa in posto, ed in seguito raggruppate in base ai caratteri petrografici legati all’evoluzione magmatica.
Per finire, in merito alle rocce metamorfiche, è stata fatta una prima distinzione sulla base dell’età dell’evento metamorfico e, successivamente, queste unità sono state raggruppate per il grado metamorfico e per l’eventuale sovrimpronta di alta pressione; per i casi in cui era ancora riconoscibile il protolite, le stesse unità sono state assimilate alla roccia originaria.

Il risultato principale è quello di aver prodotto una nuova carta geologica di sintesi dalla quale ottenere una chiave di lettura dell’evoluzione geodinamica della penisola, parallelamente ad una tradizionale “lettura” di tipo litostratigrafico.
La procedura di sintesi sviluppata in questo lavoro ha inoltre messo in evidenza aree geografiche e tematiche geologiche per le quali è indispensabile sviluppare studi e ricerche mirati ad un approfondimento della evoluzione geologica della penisola italiana.
Tratto dal sito APAT
La Carta Geologica d'Italia alla scala 1:1.250.000 (formato jpg - 3 Mb)

La Linea Insubrica - Geologia dell'Italia

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La linea insubrica (detta anche linea periadriatica e, a seconda dei settori geografici, linea del Canavese,linea del Tonale, linea della Pusteria o linea del Gail, linea delle Giudicarie) è un'importante lineamento tettonico, formato da un sistema di faglie regionali collegate fra loro con orientamento prevalente est-ovest e giacitura subverticale, che separa geologicamente la catena principale delle Alpi Centrali dal dominio delle Alpi calcaree meridionali, che comprendono le Prealpi italiane e i massicci dolomitici. Prende il nome dall'Insubria, l'antica regione abitata dagli insubri.

Estensione della placca adriatrica. La placca adriatica o pugliese è una micro-placca tettonica che si è staccata dalla placca africana nel periodo Cretaceo. Il nome della placca adriatica è di solito utilizzato quando si fa riferimento alla parte settentrionale della placca africana. La pressione esercitata verso nord dalla placca adriatica sulla placca europea è alla base della formazione dell'arco alpino. Il limite occidentale della placca adriatica, si sposta attualmente di circa 40 mm all'anno verso est comportando un graduale restringimento del Mare Adriatico

Questa linea, ben riconoscibile sulle immagini satellitari, rappresenta, secondo il parere degli studiosi, una geosutura, ossia l'espressione sulla superficie terrestre dello scontro, inquadrato nel modello della tettonica a zolle, fra la placca europea e quella africana segnando quindi, attualmente il confine tra la placca eurasiatica e la placca adriatica. Durante il Giurassico l'oceano tetideo, allungato in direzione est-ovest, separava la placca africana da quella europea. Lo spostamento della placca africana verso nord, e quindi verso la placca europea, iniziato nel Cretaceo, originò la progressiva chiusura della Tetide, la subduzione del suo fondale oceanico e quindi la collisione delle croste continentali delle due grandi zolle. I sedimenti depositatisi sul margine continentale europeo furono coinvolti nella compressione, generando un prisma di accrezione formato da rocce deformate e quindi metamorfosate con intrusioni di batoliti granitici derivanti dalla fusione delle parti crostali in subduzione.
Nell'area alpina piemontese questa linea presenta in sua corrispondenza affioramenti di complessi ofiolitici. La linea separa nettamente due domini caratterizzati da due diverse evoluzioni paleogeografiche, nel periodo pre collisionale, con successive differenti risposte deformative e metamorfiche durante l'orogenesi alpina.

A sud di questa linea affiorano le sequenze sedimentarie permiane-mesozoiche depositatesi sul margine settentrionale della placca africana, attualmente deformate, con uno stile di tettonica fragile a sovrascorrimenti e faglie a vergenza meridionale. A nord della linea invece, le deformazioni metamorfiche di medio alto grado, interessanti i sedimenti permo-mesozoici e rocce metamorfiche erciniche, hanno raggiunto localmente l'anatessi e sono quindi affioranti sul terreno principalmente le rocce metamorfiche del dominio alpino interessate da estese strutture deformative organizzate in sovrapposte falde di ricoprimento.
Lungo il suo percorso, che si sviluppa per circa 1000 chilometri da ovest verso est, dal Canavese alle Alpi Carniche, si sono formate diverse vallate alpine quali la Valtellina, la parte più alta della valle Camonica, la val di Sole, la val Pusteria, la valle del Gail e la valle della Drava.

La Geologia del Piemonte - Video

Come si sono formate le vette delle Alpi e degli Appennini che coronano la nostra regione? E le colline sulle quali l’uomo coltiva da secoli prestigiosi vitigni e per questo oggi riconosciute Patrimonio dell’Umanità dall’Unesco? E come ha avuto origine la vasta pianura che dalla Valle del Po arriva fino al Mare Adriatico?

Per rispondere a queste domande, Arpa Piemonte ha realizzato un filmato di pochi minuti in cui racconta le tappe principali dell’evoluzione geologica della nostra regione: dall’apertura dell’Oceano della Tetide allo scontro tra i continenti Africa ed Europa, dalla nascita delle Alpi alla loro erosione da parte dei fiumi con la formazione dei depositi che costituiscono le colline e le pianure piemontesi.

ArpaPiemonte

Geologia della Sicilia

Il  riconoscimento nella Sicilia centro-occidentale di un assetto strutturale profondo caratterizzato dalla sovrapposizione delle unità bacinali Imeresi e Sicane su un substrato costituito da una pila di embrici di piattaforma carbonatica (Saccensi-Trapanesi e probabilmente Panormidi), a loro volta sovrascorse sull’attuale avampaese non deformato Ibleo-Pelagiano modifica radicalmente i precedenti schemi strutturali, i modelli paleogeografici più accettati e semplifica l’approccio metodologico allo studio della evoluzione della catena siciliana.
Le indagini estese al settore orientale siciliano suggeriscono che le strutture prima indicate si continuano in questa regione con le stesse caratteristiche stratigrafiche e strutturali.
Questa breve nota ha lo scopo di introdurre i fondamentali delle conoscenze acquisite più reecntemente per una maggiore comprensione delle problematiche geologiche sviluppate più a fondo nella descrizione degli stop e nei contributi specifici che si accompagnano alla Guida.

Vengono qui illustrati i caratteri principali della struttura e della stratigrafia della Sicilia che sono stati resi noti dagli studi e le ricerche più recenti.
La Sicilia occupa un settore del Mediterraneo centro-occidentale ed é un segmento del sistema alpino che si sviluppa lungo il limite di placca Africa-Europa. Questo segmento di catena collega le Maghrebidi africane con l’Appennino meridionale, attraverso il cuneo di accrezione della Calabria (Fig. 7.1). La catena ed il suo prolungamento sommerso occidentale e settentrionale si estendono dal blocco sardo attraverso la Sicilia, fino al settore ionico-pelagiano ed in parte sono affioranti nel Mar Tirreno centro-meridionale (Fig. 7.5)
Dopo la fase orogenica alpina paleogenica, i movimenti compressivi più importanti di questo settore del Mediterraneo sono legati alla rotazione antioraria del blocco Sardo-Corso, considerato da alcuni autori come un arco vulcanico. La rotazione, che si sviluppó dall'Oligocene superiore al Miocene inferiore, ha portato alla collisione del blocco Sardo-Corso con il margine continentale africano.
La formazione della catena è dovuta alla subduzione verso Ovest della litosfera adriatica ed ionica sotto il blocco Sardo-Corso. Attualmente una subduzione verso ovest sarebbe indicata dall'esistenza di una zona di Benioff, localizzata ad Ovest della Calabria e dell'Appennino meridionale. Questo piano, immergente verso Nord, fino alla profonditá di 400 km, sarebbe in accordo con il vulcanismo calcalcalino delle Isole Eolie. La subduzione e la formazione della catena sarebbero contemporanee con le fasi distensive di tipo retro-arco presenti nel Mar Tirreno.Leggi tutto......

Rosso Ammonitico

Calcare marnoso nodulare in facies di rosso ammonitico. (Domeriano, alta Brianza). Si tratta di una superficia di strato in cui sono ben visibili i noduli carbonatici (più chiari) immersi in una matrice marnosa rossastra. Sono visibili anche diverse impronte e resti corrosi di ammoniti (generi Dactylioceras e Arieticeras lato sensu).

Si dà il nome di rosso ammonitico ad una litofacies diffusa in Italia nelle Alpi meridionali, nell'Appennino umbro-marchigiano e nell'Appennino meridionale fino alla Sicilia, di ambiente pelagico. Il termine rosso ammonitico è generalmente preferito dagli autori italiani, mentre il termine ammonitico rosso è caratteristico degli autori svizzeri e in generale di lingua tedesca, ed è il più usato nella letteratura geologica internazionale.
Si tratta di calcari e calcari marnosi mal stratificati, con tessitura nodulare, caratterizzati generalmente (anche se non necessariamente) da una notevole frequenza di ammoniti fossili, e dal colore rosso o rosato (ma sono frequenti anche toni violacei e verdi) a causa dell'ossidazione del ferro (Fe3+). I noduli formano allineamenti irregolari e sono sovente deformati e appiattiti nel senso della stratificazione. Possono essere molto addensati, fino a compenetrati, con superfici stilolitiche che si sviluppano sia internamente ai noduli sia tra i singoli noduli. I noduli hanno generalmente limiti netti, colore più chiaro e un elevato tenore in carbonato di calcio, sotto forma di calcite, e appaiono "fasciati" da una matrice marnoso-argillosa di colore più scuro.

I fossili (solitamente ammoniti, ma anche nautiloidi, rostri e fragmoconi di belemniti, bivalvi pelagici del genere Bositra, articoli e piastre di crinoidi) si presentano spesso deformati e corrosi. I cefalopodi (ammoniti, nautiloidi e belemniti) sono nella maggior parte dei casi allo stato di modelli interni, privi della parete della conchiglia aragonitica, dissolta in fase diagenetica post-deposizionale (vedi paragrafi relativi alla genesi dei questi sedimenti). I livelli in facies di rosso ammonitico sono spesso interessati da superfici indurite con abbondanti strutture di bioturbazione e presenza di noduli e patine ferro-manganesifere e fosfatiche. Questi livelli, definiti hardgrounds nella letteratura geologica, costituiscono superfici di dissoluzione del carbonato o di mancata deposizione e segnano la presenza di lacune-tempo anche cospicue. Le facies di rosso ammonitico sono un classico esempio di serie condensata, cioè una serie che in uno spessore ridotto di roccia esprime una sedimentazione di lunga durata. Spesso, per i fenomeni descritti, fossili riferibili a periodi diversi si trovano mescolati per opera della dissoluzione del sedimento: le sezioni geologiche in facies di rosso ammonitico non sono quindi in generale sezioni di riferimento per l'istituzione di biozone. Per le sue peculiarità, la genesi delle facies di rosso ammonitico va considerata sia dal punto di vista deposizionale (cioè delle modalità di sedimentazione) che dal punto di vista diagenetico (cioè delle trasformazioni occorse posteriormente alla sedimentazione, con il seppellimento dei depositi). Questo tipo di sedimento si è deposto ad una profondità probabilmente superiore ai 200 metri, ma inferiore alla profondità di compensazione dei carbonati (CCD, dall'inglese: carbonate compensation depth), oltre la quale si realizzano condizioni di temperatura e pressione per le quali il carbonato di calcio passa in soluzione nelle acque e non si sedimenta. Sono depositi tipici di altofondi pelagici, in condizioni di buona ossigenazione e quindi di ricambio delle acque, per le evidenze di ambiente ossidante fornite dalla presenza di ossidi di ferro e l'assenza di caratteri anossici. Si trovano di frequente in aree caratterizzate da tettonica distensiva, con alternanza di paleo-alti relativamente stabili (sui quali si deponevano serie condensate, tra cui spiccano i depositi di rosso ammonitico) e bacini ad elevata subsidenza, nei quali si deponevano sedimenti torbiditici.

I sedimenti originari erano fanghi calcarei con componente detritica di origine prevalentemente biologica, da resti di organismi. Questi ultimi sono di solito dispersi nel sedimento, anche se localmente possono raggiungere un notevole addensamento. Dal punto di vista petrografico abbiamo prevalenti mudstones e wackestones, meno frequentemente packstones bioclastici. Ai depositi carbonatici in facies di rosso ammonitico possono talora essere intercalati livelli di areniti, conglomerati e brecce più o meno grossolani contenenti clasti extra e intra-formazionali (cioè provenienti da formazioni circostanti o dalla stessa formazione) rimaneggiati, legati alla presenza di faglie sin-deposizionali. Possono essere presenti anche strutture deposizionali interpretate come laminazioni da onda e da corrente, che rappresentano depositi torbiditici a granulometria fine, o depositi da tempesta. La presenza di hardgrounds e le frequenti lacune stratigrafiche sono spiegabili con una posizione al limite della CCD e nella fascia di oscillazione relativa della superficie di compensazione dei carbonati: in queste condizioni l'aumento dell'attività sin-sedimentaria delle faglie di bordo dei paleo-alti poteva portare facilmente ad uno sprofondamento locale del piano di sedimentazione al di sotto della CCD, con dissoluzione e assenza di deposizione che si poteva protrarre per qualche tempo fino ad un nuovo mutamento del quadro strutturale e deposizionale. La CCD poteva probabilmente anche alzarsi o abbassarsi per cause connesse alla circolazione oceanica e atmosferica. Secondo altri modelli, un abbassamento eustatico del livello marino (come ad esempio quello riscontrabile nel Toarciano superiore) poteva causare la diminuzione improvvisa del battente d'acqua, portando il sedimento entro il raggio di influenza delle onde di tempesta e delle correnti oceaniche superficiali, che potevano asportare in tutto o in parte il sedimento micritico e impedire la sedimentazione per un certo periodo di tempo. I modelli deposizionali sono quindi tutt'altro che univoci e difficilmente generalizzabili, ma vanno considerati nell'ambito quadro stratigrafico e deposizionale locale cui si riferiscono.

Modelli diagenetici
Analoga incertezza ha regnato a lungo per quanto riguarda l'origine diagenetica di queste facies, che verteva soprattutto sulla tempistica relativa degli eventi. Le ipotesi di letteratura sono riconducibili a due modelli fondamentali:
dissoluzione sottomarina selettiva del sedimento non ancora seppellito, con concentrazione del residuo insolubile nella matrice;
dissoluzione e riprecipitazione in fase diagenetica, dopo il seppellimento dei depositi.
Il secondo modello è quello attualmente più seguito dagli autori. Le facies in esame sembrano essere state prodotte da fenomeni di dissoluzione e riprecipitazione in fase di diagenesi precoce (cioè poco dopo la deposizione). Durante il seppellimento, il peso dei sedimenti avrebbe causato la dissoluzione parziale del carbonato. Il processo di dissoluzione era selettivo, poiché la componente aragonitica (legata ad esempio alla conchiglia delle ammoniti) passa in soluzione prima della calcite. Il carbonato riprecipitava negli interstizi del sedimento in forma di calcite e cresceva in maniera esclusiva, colmando i vuoti e formando i noduli, mentre i residui insolubili argillosi e metallici venivano "spinti" da parte e andavano a formare la matrice. L'accentuarsi del carico di sedimento deformava poi i noduli, mentre il processo di dissoluzione da pressione poteva arrestarsi oppure proseguire fino all'addensamento dei noduli e alla compenetrazione delle superfici nodulari, spesso con formazione di superfici stilolitiche.

Livelli risedimentati entro facies di rosso ammonitico. A sinistra: livello di brecce con clasti intra-formazionali e noduli rimaneggiati immersi in abbondante matrice marnosa rossa, in livelli del Domeriano. Il livello si distingue nettamente da quelli sottostanti e soprastanti (non rimaneggiati) per l’assetto caotico. A destra: livello di megabreccia dello spessore di diversi metri che interessa livelli di rosso ammonitico di età toarciana. In questo caso si tratta di clasti di origine sia intra-formazionale che extra-formazionale (da formazioni più antiche, come il Calcare di Domaro), “imballati” entro una matrice marnosa rossa. Questi livelli si sviluppano al margine di un paleoalto, in ambiente pelagico, per franamenti successivi in seguito ad attività tettonica. Alta Brianza (Lombardia). 

Nelle principali serie stratigrafiche alpine e appenniniche, il rosso ammonitico si è depositato durante un intervallo di tempo che va dal Triassico medio al Giurassico superiore. I momenti di massima diffusione di questo tipo di facies sono però di gran lunga il Lias superiore, corrispondente ai piani stratigrafici Toarciano e Aaleniano (l'orizzonte più caratteristico è il Rosso Ammonitico Lombardo) e il Giurassico medio-superiore (il tipico Rosso Ammonitico Veronese costituisce l'orizzonte più recente, con età che vanno dal Baiociano al Titoniano inferiore, pur con ampie lacune interne per assenza di sedimentazione).

Facies di rosso ammonitico, pur essendo particolarmente diffuse in Italia, si trovano in tutta la "cintura alpina" sud-europea, dalla Spagna meridionale alle catene dinarica e carpatica (Serbia e Bulgaria), alla Grecia e alla Turchia, fino alla catena himalayana. La diffusione di questi sedimenti appare legata a momenti di spiccata espansione degli oceani e a periodi di "stazionamento alto" del livello marino, con scarsità di apporti terrigeni dalle aree continentali. Nel Triassico superiore e nel Giurassico, la presenza di queste facies è in stretta relazione con l'espansione del dominio oceanico della Neo-Tetide e con la conseguente frammentazione e scomposizione dei margini continentali europeo e africano. Di quest'ultimo faceva sostanzialmente parte la microplacca Adria, che costituiva il domino sudalpino-appenninico ancestrale. Le facies di rosso ammonitico declinano rapidamente alla transizione Giurassico-Cretaceo, sostituite da depositi pelagici a più elevato tenore di carbonato di calcio, per la migrazione della CCD a profondità più elevate. Le ragioni di questo evento (ancora oggetto di dibattito fra gli specialisti), sono probabilmente riconducibili sia ad importanti variazioni nelle condizioni di circolazione marino-oceanica che all'esplosione evolutiva degli organismi planctonici a guscio calcareo, che forniscono la maggior parte del sedimento pelagico.
In Italia il termine litostratigrafico successivo ai rossi ammonitici di età giurassica superiore e ai sedimenti coevi è la Maiolica (in tutte le sue espressioni).

Bibliografia
Baki Varol, Ergun Gökten (1994). The facies properties and depositional environments of nodular limestones and red marly limestones (Ammonitico Rosso) in the Ankara Jurassic sequence, central Turkey. Terra Nova 6 (1), 64–71.
Ricci Lucchi F. Sedimentologia. Bologna, CLUEB, 1980. Parte 3, cap. 10, pp. 394-395.