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Corso di Geologia |
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Argomento: Stratigrafia
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INDICE
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| 13 - MECCANISMI DI BASE DELLA DEPOSIZIONE |
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Livello di base temporaneo dell’aggradazione
Figura 53
PROFILO SOTTOMARINO: Concavo per alcuni km Piatto km Convesso dove la piattaforma continentale passa alla scarpata continentale Concavità dovuta alla degradazione (erosione) per opera di correnti e onde Convessità dovuta alla aggradazione o ingressione Superficie ideale del livello di base deposizione/erosione – passa tangente al punto del limite concavità/convessità. Verso terra è: livello di base dell’erosione (Lbe) Verso mare è: livello di base della deposizione (Lbd) AL DI SOTTO del Lbd la deposizione avverrà permanentemente se il sedimento viene rifornito in continuità AL DI SOPRA del Lbe la deposizione non ha luogo permanentemente e si ha erosione e rimozione
FATTORI DI CONTROLLO: v CORRENTI di FONDO: innescate da MAREE e TEMPESTE (Moto ondoso) determinano il MOVIMENTO dei SEDIMENTI SUI FONDALI. v CORRENTI FORTI: scavano al fondo ed allontanano materiali. Diminuzione della VELOCITA’ (con la PROFONDITA’) lascia depositare il materiale TRASCINATO. v ONDE: TRASPORTO generalizzato IN SOSPENSIONE; dove raggiungono il FONDO radono le creste spostando materiali successivamente allontanati da CORRENTI di FONDO. v PROFONDITA’ livello TEMPORANEO che si ABBASSA o SOLLEVA in relazione ai FATTORI DI CONTROLLO ed al VOLUME E GRANULOMETRIA. PROFONDITA’= DIMINUIZIONE VELOCITA’ CARICO: Volume e granulometria influenzano l’ Lbd. Diminuzione tende a far abbassare il Lbd. Correnti lasciano prima il grosso poi più lontano il fine PERDENDO VELOCITA’ con la PROFONDITA’. I fini vanno in mare aperto. AUMENTO di granulometria e VOLUME degli apporti tende a far SOLLEVARE il Lbd ACCUMULO e COLMATA: Se il VOLUME eccede parzialmente la CAPACITA’ DI TRASPORTO di correnti ed onde parte del materiale sarà deposto determinando accrezione verticale sulla piattaforma e progressivo innalzamento del Lbd (al largo di grandi delta fluviali, piana deltizia verso mare). Quando i materiali eccedono totalmente, il mare viene colmato e la superficie emersa diventa più estesa GRADIENTE PIATTAFORMA: aumenta con aumentare granulometria; CONSEGUENZE su uniformità granulometria. VARIAZIONI apporto sedimentario LEGATE a variazioni CLIMA - TETTONICA |
| 13.1 - IL LIVELLO DI BASE TEMPORANEO DELL'AGGRADAZIONE |
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Tranne situazioni locali legate alle
recenti fluttuazioni eustatiche, alla neotettonica o alla presenza di
scogliere, le piattaforme continentali mostrano una morfologia relativamente
piatta, che degrada dolcemente verso il largo fino al ciglio della piattaforma,
dove la pendenza aumenta bruscamente. In figura
53 è disegnato il profilo generale di una piattaforma continentale, dalla
linea di spiaggia fino al ciglio; questo andamento sigmoidale risulta concavo
per vari km di distanza dalla linea di costa, per divenire sub-orizzontale per
un ampio tratto ed infine convesso, al passaggio tra la piattaforma e l’adiacente
scarpata continentale. La concavità individuabile in prossimità della spiaggia
sommersa è prodotta dall'azione erosiva delle onde e delle correnti, mentre la
convessità riconoscibile più al largo è legata all'aggradazione dei sedimenti. Si
identificano quindi aree in cui prevale l'erosione ed aree in cui prevale la
deposizione dei sedimenti. Supponiamo di far intersecare il profilo della
piattaforma da un immaginario piano orizzontale (livello di base della
aggradazione). Questa superficie rappresenta nel
medesimo tempo il livello di base dell'erosione ed il livello di base
dell'aggradazione. La superficie tende a coincidere con l’interfaccia deposizionale
della piattaforma così come con il livello di base dell’erosione. Al disotto di
questa superficie ideale, può verificarsi la deposizione dei sedimenti; al di
sopra di essa, si ha erosione e rimozione. La profondità di questa superficie
varierà in funzione delle relazioni tra alcuni fattori di controllo; essa non è
altro che un livello temporaneo che si innalza o si abbassa in funzione dell’azione
delle correnti di fondo e delle onde ed in relazione alla granulometria del
sedimento-trasporto. 1. Le correnti di fondo, innescate
dalle maree e dalle mareggiate, determinano un trasporto generalizzato del
sedimento. Quando la loro potenza è sufficientemente elevata, le correnti sono
in grado di trasportare in sospensione i sedimenti, che vengono poi abbandonati
quando la velocità diminuisce. 2. L’azione delle onde, aumentando la
turbolenza dell'acqua, determina un trasporto generalizzato in sospensione. La
loro energia è maggiore quando il mare è in burrasca ed è quasi nulla quando il
mare è calmo. 3. Sia il volume sia la granulometria
media dell'apporto sedimentario influenzano la profondità del livello di base
dell'aggradazione. Poiché le onde e le correnti perdono velocità all'aumentare
della profondità del fondo, i granuli di sedimento più grossolani sono soggetti
a sospensione intermittente e si ritrovano sottocosta mentre le frazioni più
fini vengono trasportate verso il largo. Il gradiente della piattaforma tende
ad aumentare con l'aumentare della granulometria, quindi la pendenza di una
piattaforma sarebbe nulla solo nel caso in cui i sedimenti dispersi fossero
tutti della medesima taglia granulometrica. Se i volumi dell'apporto
sedimentario eccedessero la capacità di trasporto e di rimozione delle onde e
delle correnti, si verificherebbe l'accrezione verticale della piattaforma e il
progressivo innalzamento del livello di base della aggradazione. Queste
condizioni si verificano al largo dei grandi delta fluviali, dove gli apporti
sono sufficientemente elevati per formare una piana deltizia che si va via via
accrescendo verso mare. Una diminuzione della granulometria media o una
diminuzione dei volumi di sedimenti immessi ha quindi il medesimo effetto di
far aumentare la profondità del livello di base dell'aggradazione, mentre al
contrario un aumento della granulometria media e/o un aumento del volume
dell'apporto sedimentario tende a fare diminuire la profondità di questa
superficie. Le variazioni dell'apporto sedimentario possono essere
l'espressione di variazioni climatiche (alternanza di periodi umidi o di
siccità) o anche di fasi di sollevamento e di subsidenza del bacino di
drenaggio dei fiumi. |
| 13.2 - DISCONTINUITÀ DELLA SEDIMENTAZIONE |
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Se sulle piattaforme continentali, onde
e correnti agissero in modo costante ed uniforme e se tale uniformità fosse
mantenuta anche nei volumi e nelle dimensioni dei sedimenti apportati, le
piattaforma continentali non sarebbero altro che piatte superfici in
equilibrio. Un aumento dell'apporto dei sedimenti
fluviali indurrebbe un aumento dei volumi di sedimenti ridistribuiti verso il
largo; il fondale marino rimarrebbe una superficie con gradazione tessiturale,
più estesa ma caratterizzata da profondità costante. Il processo di ridistribuzione dei
sedimenti o la non deposizione persisterebbero in tutta l'area fino a quando
non fosse innescato un cambiamento dei fattori di controllo. Se la
granulometria dell'apporto sedimentario fosse omogenea, per dimensioni e peso
specifico delle particelle, il fondale marino sarebbe piatto e orizzontale e la
sua superficie coinciderebbe con il livello di base dell'aggradazione. Se gli
apporti sedimentari fossero eterogenei, la gradazione tessiturale avverrebbe
durante il trasporto, con la deposizione progressiva, dalla foce alla scarpata,
delle sabbie, dei silt e delle peliti e la profondità del fondale aumenterebbe
gradualmente nella stessa direzione. Anche in questo caso, si manterrebbero le
condizioni d'equilibrio, i depositi non aggraderebbero e la profondità del
fondale si manterrebbe costante. La ripresa della sedimentazione avverrebbe
solo se la superficie della piattaforma continentale subsidesse o se si
verificasse una risalita eustatica del livello del mare, che determinerebbe un
abbassamento del livello di base dell'aggradazione. 1l sollevamento tettonico del
fondale marino o una caduta eustatica del livello del mare determinerebbe, al
contrario, una ripresa dell'erosione ad opera delle onde e delle correnti,
provocando la rielaborazione della superficie deposizionale e inducendo
processi di rimobilizzazione dei sedimenti verso acque più profonde. Queste
considerazioni permettono di sostenere che perché si abbia ripresa della
sedimentazione su una piattaforma continentale in equilibrio tra entrate
(apporti) ed uscite (perdite significative ma temporanee di sedimento) occorre
l'intervento di un controllo esterno al sistema, sia esso la subsidenza
tettonica della superficie deposizionale o la risalita eustatica del livello
del mare. Un altro fattore importante è quello
della velocità della sedimentazione, che esprime la velocità con cui s'innalza
l'interfaccia sedimentaria o con cui si abbassa la superficie deposizionale. Alle basse profondità, in condizioni
d'equilibrio, non si può avere ripresa dei processi di aggradazione, senza che
si verifichino contemporaneamente variazioni dei fattori di controllo. Fino ad ora, abbiamo considerato la
situazione che si svilupperebbe negli ambienti neritici, se il moto ondoso e le
correnti marine agissero in modo uniforme ridistribuendo apporti sedimentari
omogenei, fino al raggiungimento di condizioni stazionarie, dove superficie
della piattaforma e livello di base dell'aggradazione venissero a coincidere. Naturalmente, simili condizioni non
esistono in natura. Il livello di base del moto ondoso è zero in condizioni di
mare calmo ma può superare i 100 m, durante le forti mareggiate. Subisce delle
variazioni giornaliere, ma di minima entità, e variazioni stagionali, legate
all'alternanza di periodi di bonaccia e di mare mosso. Le correnti generate
dall'azione dei venti mostrano una spiccata variabilità, determinata dal
prevalere di venti provenienti da diversi quadranti. Poiché il livello base
dell'aggradazione fluttua in modo costante, l'equilibrio perfetto non potrà mai
essere raggiunto su vaste aree e per considerevoli periodi di tempo. Durante le tempeste, questo livello '
si abbassa ed il fondale marino è soggetto a processi di rielaborazione e tende
contemporaneamente ad elevarsi topograficamente. Una pellicola superficiale di
sedimento, i sedimenti di fondo mobile, viene smossa con l'aumentare della
forza delle onde e delle correnti, ma una volta esaurita la mareggiata lo
stesso volume di sedimenti si deposita nuovamente. I sedimenti pelitici,
trasportati in sospensione, si muoveranno alla stessa velocità delle correnti,
ma non il carico di fondo più grossolano, che muovendosi per rotolamento o per
saltazione, rimarrà indietro; tranne rare eccezioni, le correnti di fondo sono
generalmente lente e le masse d'acqua percorrono solo alcune miglia al giorno e
una tempesta "normale" è in grado di spostare il carico di fondo solo
di qualche metro. Una mareggiata che infuria in acque basse può smuovere solo
la coltre sedimentaria più superficiale rimescolando i sedimenti e
ridepositandoli più o meno nella stessa area, ma se l'estensione della
piattaforma è notevole il trasporto netto di sedimento, verso il margine della
piattaforma, è insignificante. Se gli intervalli temporali considerati sono
maggiori, si ha trasporto verso mare di notevoli volumi, ma tempeste successive
spostano il materiale avanti ed indietro lungo una stessa direzione. Occorrono
numerosi piccoli episodi perché i volumi di sedimento siano ridistribuiti sulla
piattaforma, intervallati da fasi di stasi durante i periodi di calma. Nella
piattaforma continentale, i tassi di sedimentazione sono scarsi se non nulli. I
sedimenti lutitici, trasportati in sospensione, decantano dopo alcuni giorni
durante fasi di mare calmo ma sono facilmente rimossi e trasportati più a largo
durante le mareggiate. Per brevi periodi, anche i materiali più grossolani
possono essere trasportati per trazione sul fondo, ma dopo un'intensa
mareggiata tutti i sedimenti saranno spostati in un nuovo sito, andando a
formare per un breve lasso di tempo un nuovo strato. Queste brevi interruzioni
nel record sedimentario, indotte da periodi di non deposizione o di erosione,
sono stati denominati diastemi. Le superfici diastemiche sono rappresentate da
superfici nette e planari, che interrompono la sedimentazione in ambiente
neritico. Anche la fase di deposizione dei
sistemi deposizionali fluviali è altrettanto intermittente. Un fiume nei periodi di piena, trabocca
dal suo alveo depositando ingenti quantità di sabbia e fango nelle piane
esondabili adiacenti. I periodi di piena possono durare per
settimane, ma gli intervalli tra due piene successive sono abbastanza lunghi e
irregolari. II caso del Nilo è quasi eccezionale: qui le piene hanno cadenza
annuale e durano circa due mesi, depositando, in tutta l'area del delta, uno
strato di limo. I fiumi come il Colorado ed il Mississipi sono soggetti a piene eccezionali che si ripetono con intervalli di qualche anno e nelle zone aride, acquazzoni violenti possono provocare piene improvvise che durano qualche ora, interrompendo periodi di magra d'anni. |
| 13.3 - EUSTATISMO, VARIAZIONI RELATIVE DEL LIVELLO DEL MARE E SPAZI |
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Per comprendere quali siano i meccanismi che controllano lo sviluppo della sedimentazione è necessario fornire una corretta definizione di eustatismo, livello relativo del mare e spazio o potenziale d’accomodamento.
Figura 54: La Figura illustra schematicamente la concezione nettunista della formazione delle unità sedimentarie dovuta alla deposizione dei materiali erosi durante una caduta continua del livello del mare (da Maillet, 1748)
Figura 55: Definizione di livello marino eustatico, livello relativo del mare e profondità dell’acqua Definizione di livello marino (vedi Fig. 54-56) Eustatismo: Il termine eustatismo è stato coniato da Suess nel 1906, che attribuiva i caratteri dell’onlap e dell’offlap delle unità sedimentarie alle variazioni eustatiche del livello del mare con meccanismi in cui il livello del mare si abbassa per la subsidenza del fondo marino e si solleva a causa dello spostamento delle acque prodotta dalla sottostante sedimentazione oceanica. Negava il sollevamento tettonico. L’eustatismo indica i movimenti globali di abbassamento o di innalzamento del livello del mare, è misurato tra la superficie del mare ed il centro della Terra (punto fisso). Le fluttuazioni eustatiche sono indotte da due classi di fattori (fig. 56), che determinano rispettivamente variazioni della capacità volumetrica dei bacini oceanici (cambiamenti di volume delle dorsali oceaniche o mutamenti legati alla riorganizzazione delle placche litosferiche) o variazioni di volume delle masse d’acqua negli oceani (variazioni di volume dei ghiacciai terrestri o essicamento dei mari marginali). Le fluttuazioni eustatiche producono variazioni globali del livello di base, che è il livello al di sopra del quale si ha erosione e la deposizione è temporanea (Fig. 53). L’interpretazione delle variazioni eustatiche sulla base dell’osservazione della successione rocciosa è molto controversa; si può intanto dire che il livello eustatico può sollevarsi o abbassarsi variando pertanto il livello di base dell’erosione su scala globale.  Figura 56 – I processi geologici che innescano le variazioni eustatiche del livello del mare Variazioni relative del livello del mare - Le variazioni relative del livello del mare sono variazioni misurate tra la superficie del mare ed una superficie di riferimento locale e mobile, come ad esempio il basamento o una superficie all’interno della successione sedimentaria Il livello relativo del mare non deve essere confuso con la profondità della colonna d’acqua, quest’ultima misurata tra la superficie del mare ed il fondale in una certa località geografica ed in un preciso momento. Le variazioni relative del livello del mare possono essere indotte da fenomeni di subsidenza o di sollevamento tettonico della superficie di riferimento, da compattazione dei sedimenti o da fluttuazioni eustatiche. Infatti, un innalzamento relativo del livello del mare può essere provocato dalla subsidenza della superficie di riferimento, dalla compattazione dei sedimenti al di sotto di essa e/o da un innalzamento eustatico del livello del mare (fig. 57a, b).
Figure 57 a e b– Questi schemi illustrano come la risalita o l’abbassamento del livello eustatico del mare possano aumentare o diminuire, insieme alla subsidenza o al sollevamento tettonico della superficie deposizionale, lo spazio d’accomodamento per i sedimenti. Nello schema di fig. 57 la risalita relativa del livello marino è determinata dalla subsidenza del fondale; ciò aumenta lo spazio d’accomodamento per i sedimenti. Poiché il tasso dell’apporto sedimentario è maggiore del tasso di variazione relativa del livello marino, l’effetto finale è una diminuzione della profondità dell’acqua. Nella successione sedimentaria ciò si traduce nello sviluppo di una sequenza verticale di facies regressiva. Nel secondo schema, il tasso dell’apporto sedimentario non è in grado di compensare il tasso della subsidenza della superficie deposizionale iniziale (datum); la sequenza verticale delle facies registrerà l’aumento della profondità dell’acqua ed avrà un carattere trasgressivo. Al contrario, un abbassamento relativo del livello del mare può essere innescato da un sollevamento tettonico della superficie deposizionale del bacino e/o da un abbassamento eustatico. In entrambe le situazioni, le variazioni relative del livello del mare producono spostamenti verticali delle superfici deposizionali (fig. 58a, b). Spazio d’accomodamento - L’eustatismo ed il tasso della subsidenza controllano lo spazio disponibile per l’accumulo dei sedimenti. Affinchè questo spazio sia disponibile, deve esservi spazio al di sotto del livello di base, che generalmente viene fatto coincidere con il livello del mare, anche se alcuni processi sedimentari possono provocare fenomeni erosivi di una certa entità anche al di sotto di tale superficie. La disponibilità di spazio per l’accumulo dei sedimenti è quindi controllata dalle variazioni eustatiche, dalla subsidenza o dal sollevamento tettonico, dagli apporti sedimentari e dalla profondità del mare. Abbassamento eustatico
Figura 58a Sollevamento del fondo
Figura 58b – Gli schemi di Figura 56a, b illustrano gli effetti della diminuzione dello spazio d’accomodamento a causa di un abbassamento eustatico (sopra) del livello del mare o di un sollevamento tettonico della superficie deposizionale iniziale (sotto). In entrambi i casi, la fase d’abbassamento relativo del livello del mare si traduce nella formazione di un’importante superficie erosiva. |
| 13.4 - IL RUOLO DELL’APPORTO SEDIMENTARIO |
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Le variazioni dello spazio di accomodamento per la sedimentazione esprimono l’interazione tra la ciclicità degli apporti sedimentari e le variazioni relative del livello del mare. I loro rapporti si traducono nella progradazione o nella retrogradazione delle facies costiere. Nella figura 8 tratta da Weller (1960), vengono rappresentati cinque modelli (fig. 59 a-e), che esprimono le relazioni tra facies, tasso di sedimentazione e livello relativo del mare. In ogni modello al tempo zero la linea di costa è localizzata esattamente nel punto di riferimento considerato. Il primo modello (fig. 59a) illustra condizioni di stazionarietà del livello del mare; la stasi relativa si verifica quando il livello marino e la sottostante superficie deposizionale sono stazionari o quando entrambi si alzano o si abbassano con la stessa velocità. In questo caso, in condizioni di sufficiente apporto sedimentario, i sedimenti non potendo accumularsi al di sopra del livello di base, progradano verso mare. La superficie superiore delle unità è rappresentata da una superficie di non-deposizione e le relazioni geometriche tra gli strati clinostratificati e tale superficie sono relazioni di top-lap.
Figura 59a - Gli schemi pubblicati da Weller nel 1960, illustrano con estrema chiarezza le relazioni tra sedimentazione e posizione relativa del livello del mare. Lo schema raffigurato illustra in particolare lo sviluppo di una progradazione delle facies costiere in condizioni di stazionarietà (o stasi) del livello marino relativo. Il secondo modello (fig. 59 b) illustra un evento di abbassamento relativo del livello del mare, che può verificarsi a) durante un abbassamento eustatico del livello del mare, mentre la superficie deposizionale rimane stazionaria o si abbassa più lentamente del livello marino stesso; b) mentre il livello eustatico si mantiene stazionario ma la superficie deposizionale si innalza; c)durante una fase di innalzamento eustatico ma mentre la superficie deposizionale si innalza più velocemente del livello marino.
Figura 59b – Progressivo abbassamento relativo del livello marino e regressione forzata della facies costiere. In questo caso, il progressivo abbassamento del livello marino relativo provoca una “regressione erosiva o regressione forzata” delle facies costiere ed è accompagnato da un’intensa erosione dei depositi costieri e marini, che emergono gradualmente. Gli altri tre modelli (fig. 59c – e) mostrano come incidano i tassi dell’apporto sedimentario durante una fase di innalzamento relativo del livello del mare. Se i tassi di sedimentazione sono sufficientemente elevati (fig. 59 c) da compensare la graduale creazione di spazio d’accomodamento, le facies costiere sono in grado di superare il progressivo innalzamento del livello marino relativo e la linea di costa può progradare.
Figura 59 c - Lo schema illustra lo sviluppo di una progradazione delle facies costiere in condizioni di risalita del livello marino relativo. Se fossero semplicemente in grado di compensare il progressivo innalzamento del livello di base, si svilupperebbero condizioni di stazionarietà (fig. 59d).
Figura 59 d - Lo schema illustra lo sviluppo di una aggradazione delle facies costiere in condizioni di risalita del livello marino relativo. Se il tasso degli apporti sedimentari fosse basso o decisamente inferiore al progressivo aumento dello spazio d’accomodamento, in tale situazione la linea di costa potrebbe solamente migrare verso terra, inducendo una retrogradazione delle facies costiere (fig. 59 e).
Figura 59e – Sviluppo di una retrogradazione delle facies costiere. |
| 13.5 - INDICATORI DELLE VARIAZIONI RELATIVE DEL LIVELLO DEL MARE. O |
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Secondo Vail et alii (1977, 1984) i più sicuri indicatori stratigrafici delle variazioni relative del livello del mare sono le configurazioni di onlap e toplap nelle facies costiere di una sequenza marina. Un sollevamento relativo è un sollevamento del livello apparente del mare rispetto alla iniziale superficie di deposizione (fig. 60) ed è indicato da un onlap costiero. Per onlap costiero si intende la progressiva progradazione verso terra dei depositi costieri (fasce litorali, piane costiere o piane alluvionali) di una data sequenza sedimentaria (Vail et al., 1977, 1984). Quasi tutte le sequenze mostrano un onlap costiero per lo più continuo durante la loro deposizione. Tuttavia nell'andamento dell'onlap costiero ed in corrispondenza delle discontinuità di tipo 1 o 2 si sviluppano periodicamente importanti episodi di spostamento verso il mare aperto (downward shift). La presenza quasi continua di un onlap costiero indica che la gran parte dei sedimenti si sono depositati durante il sollevamento relativo del livello del mare; sia nel caso che esso corrisponda ad un sollevamento del mare o ad un abbassamento del fondo marino, sia nel caso in cui i due processi abbiano agito assieme mentre si depositavano i sedimenti. Come si vedrà avanti, le variazioni dell'onlap costiero non vanno equiparate alle variazioni relative del livello del mare e non si deve parlare di variazioni globali del livello marino ma piuttosto di variazioni globali dell'onlap costiero. Un sollevamento relativo può infatti verificarsi quando: a) il livello del mare si solleva mentre la sottostante superficie deposizionale si abbassa, rimane stazionaria o si solleva a velocità minore; b) il livello del mare rimane stazionario mentre la superficie di deposizione si abbassa; c) il livello del mare si abbassa mentre l'iniziale superficie di deposizione si abbassa con una velocità maggiore. II sollevamento relativo del livello marino può essere misurato quantitativamente e con molta accuratezza dove i sedimenti litorali si sovrappongono in onlap alla sottostante superficie deposizionale. L'entità del sollevamento relativo del livello marino viene determinato usando sia la componente verticale (aggradazione) che quella orizzontale dell'onlap costiero (fig. 60a). Una stasi relativa corrisponde ad una posizione apparentemente costante del livello del mare rispetto alla sottostante superficie deposizionale. Durante questa fase, nell'ambiente costiero, caratterizzato da notevole apporto sedimentario, viene inibita la deposizione al di sopra del livello di base e gli strati non possono progradare in onlap sulla superficie deposizionale. La configurazione assunta dagli strati è quella di un toplap costiero (fig. 60b). Secondo Vail et al. (1977, 1984) un abbassamento relativo del livello del mare rispetto alla sottostante superficie deposizionale, generalmente indicato da uno spostamento verso il basso (downward shift) dell'onlap costiero (fig. 60c), si ha quando: a) il livello del mare si abbassa realmente mentre la superficie iniziale di deposizione si solleva, rimane stazionaria o si abbassa con minore velocita; b) il livello del mare rimane stazionario mentre la superficie deposizionale si solleva, c) il livello del mare si solleva mentre la superficie deposizionale si solleva a velocità maggiore. Lo spostamento verso il basso dell'onlap costiero corrisponde alla distanza stratigrafica tra la posizione più alta raggiunta in una data sequenza marina e la posizione più bassa raggiunta nella successiva (sovrastante) sequenza (fig. 60c).  Figura 60 a – L’onlap costiero, con le sue componenti orizzontali e varticali, indica un relativo sollevamento del livello del mare. Questo sollevamento consente ai depositi costieri di progradare al di sopra della superficie deposizionale iniziale. ( Modificato da Vail et al., 1977).
Figura 60 b – La geometria di tipo toplap sta ad indicare una fase di stasi relativa del livello del mare; senza che si verifichi un sollevamento relativo del livelo del mare i depositi costieri non marini o i depositi litorali non possono ingredire la zona verso terra ( Modificato da Vail et al., 1977).
Figura 60 c – Lo spostamento laterale verso il bacino (o downward shift) dell’onlap costeiro indica un abbassamento relativo del livello di base della sedimentazione. L’abbassamento del livello marino relativo innesca un’intensa erosione nelle zone che emergono gradualmente. La nuova fase deposizionale è contraddistinta dalla progressiva migrazione dell’oulap costiero verso l’alto e verso il largo. ( Modificato da Vail et al., 1977).
Figura 61 |
| 13.6 - FACIES TRASGRESSIVE E REGRESSIVE |
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La sovrapposizione di peliti più profonde su arenarie di spiaggia registra un fenomeno trasgressivo al limite tra le due facies considerate. La facies pelitica è detta in questo caso trasgressiva rispetto alla sottostante. Le facies arenacee di spiaggia che transizionalmente si sovrappongono alle peliti trasgressive rappresentano invece un fenomeno regressivo rispetto alle prime e, con riferimento alle stesse, sono dette pertanto regressive (Fig. 62). Una successione costituita dal basso verso l’alto da conglomerati, sabbie e peliti viene definita trasgressiva; regressiva è la successione in cui i conglomerati si sovrappongono ai depositi a grana più fine (fig. 63). Nella nomenclatura si definisce come ciclo sedimentario una successione stratigrafica costituita da sedimenti ad evoluzione trasgressiva alla base e regressiva al tetto (Fig. 64).
Figura 62
Figura 63 – Schema dei rapporti tra regressioni, trasgressioni e variazioni eustatiche del livello marino (Modificato da Vail et al., 1977).
Figura 64
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| 13.7 - SOLLEVAMENTO DEL LIVELLO MARINO, REGRES¬SIONI E TRASGRESSION |
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Trasgressioni e regressioni si riferiscono a movimenti orizzontali della linea di costa (la cui posizione è definita dalle facies costiere) rispetto ad una precedente situazione di riferimento e sono fenomeni strettamente legati al rapporto tra quantità di sedimento disponibile e variazioni relative del livello marino. Entrambi i fenomeni sono registrati da tipiche variazioni dell’onlap costiero e dallo sviluppo di geometrie di tipo toplap (fig. 59). Secondo una concezione abbastanza diffusa ma poco convincente, trasgressione ed approfondimento del mare sono sinonimi di sollevamento eustatico del livello marino, cosi come regressione e diminuzione di profondità implicano abbassamento del livello marino. Vail et al. (1977, 1984) si preoccupano di non confondere il concetto di sollevamento ed abbassamento del livello marino con quello di trasgressione e regressione. Trasgressione e regressione, infatti, riflettono soltanto 1'equilibrio tra velocità di subsidenza del fondo marino e la velocità di alimentazione dei sedimenti (fig. 63) e non sono necessariamente correlabili con i cambiamenti del livello del mare (Curray, 1964). Infatti durante un sollevamento del livello del mare si può verificare sia una trasgressione che una regressione, ovvero sia un approfondimento che un sollevamento del fondo marino (fig. 63). Una trasgressione viene definita come uno spostamento verso terra della linea di costa, indicata da migrazione verso terra dei depositi in facies littorale di una data unità stratigrafica; una regressione è lo spostamento verso mare della linea di costa, indicata dalla migrazione verso mare dei depositi littorali. Se non si è verificata alcuna migrazione della linea di costa, invece di trasgressione o regressione, si ha una fase di stasi (fig. 63). Un approfondimento o un sollevamento del fondo marino sono indicati rispettivamente da un aumento e da una diminuzione dello spessore della colonna d'acqua. Se non si verifica nessuna delle due condizioni precedenti si avrà una fase di compensazione del fondo marino. Sebbene una trasgressione o un approfondimento del fondo marino possano indicare almeno in parte il sollevamento relativo del livello del mare, è tuttavia certo che nè l’una nè 1'altro possono corrispondere al completo sollevamento del livello del mare. Infatti una fase trasgressiva può essere interrotta da un aumento dell'apporto terrigeno tale da produrre una linea di costa stazionaria o regressiva, pur perdurando la fase di sollevamento relativo del livello del mare (fig. 158; Grabau, 1924; Curray, 1964); un approfondimento del fondo può anche cessare in seguito all'aumento dell'apporto sedimentario che determinerebbe un ambiente di acque più basse, pur perdurando il sollevamento del livello marino. D'altro canto, una regressione o una trasgressione (o sollevamento del fondo marino), poichè si possono verificare in concomitanza di un sollevamento, stasi o di abbassamento del livello marino, non sono indicative in assoluto di alcuno di questi processi. Secondo Vail et al. (1984) regressione o trasgressione non sono sempre globalmente sincrone. Si osserva comunque una generale prevalenza in certi periodi di depositi trasgressivi, mentre in altri periodi prevalgono depositi regressivi. Le fasi di massima trasgressione appaiono nell'insieme caratterizzate da un più stretto sincronismo rispetto alle fasi regressive, perchè vi si «accumulano» gli effetti dell'eustatismo e della subsidenza. In generale si può dire che la trasgressione può anche corrispondere al sollevamento relativo del livello marino e la regressione può verificarsi quando il livello marino si abbassa ad un tasso minore di quello della subsidenza (fig. 63). Vail et al. (1984) ribadiscono tuttavia che il criterio dei cicli di variazione relativa dell'onlap costiero è più utile di quello dei cicli trasgressivo-regressivi per la definizione degli intervalli stratigrafici, in quanto i cicli trasgressivi e regressivi non coincidono generalmente con i cicli delle variazioni relative dell'onlap costiero (fig. 160). In genere il punto di massima trasgressione si ha a metà di un ciclo di onlap costiero ed il punto di massima regressione si ha dopo lo spostamento verso il basso (downward shift) dell'onlap costiero e quindi al di sopra della discordanza globale indicativa del limite di sequenza deposizionale.
Figura 65
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