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Riassunto esame di Geologia, prof. Senatore, libro consigliato Introduzione allo studio delle rocce, D'Argenio, Innocenti, Sassi

Riassunto per l’esame di Geologia, basato su appunti personali e studio autonomo del testo consigliato da docente Senatore “Introduzione allo studio delle rocce” di D'Argenio, Innocenti, Sassi; "Rocce e successioni sedimentarie" di Bosellini, Mutti e Ricci Lucchi; "Sedimentologia" di Ricci Lucchi.

Esame di Geologia docente Prof. M. Senatore

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ESTRATTO DOCUMENTO

Principio di orizzontalità originaria;

1) Principio di sovrapposizione stratigrafica;

2) Principio d’intersezione.

3)

Principio di orizzontalità originaria: i sedimenti si depositano di regola in strati orizzontali e una

volta divenuti rocce dovrebbero continuare ad apparire come strati più o meno orizzontali.

L’applicazione del principio è immediata: se gli strati sono inclinati, verticali o incurvati si conclude

che essi hanno assunto la giacitura attuale come conseguenza di movimenti della crosta avvenuti

dopo la loro formazione.

Principio di sovrapposizione stratigrafica: in una successione di rocce sedimentarie ogni strato è

più antico dello stato soprastante e più recente di quello sottostante.

Principio d’intersezione: intrusioni di magma che tagliano altre rocce sono più giovani di queste.

Ambiente di sedimentazione continentale: sistema alluvionale.

Sedimenti alluvionali: alluvium

Elementi attivi: canali (erosi nell’alluvium) di diversa geometria e stabilità (principali corpi

sabbiosi).

Elementi passivi: piane inondabili (sedimentazione per tracimazione dai canali).

Pianura alluvionale: sottoambienti e depositi.

Le barre e i canali sono unità morfologicamente distinte (rilievi e depressioni rispettivamente), le

barre fanno parte dei canali e sono ricoperte durante le piene e sono generalmente legate ai canali. Il

loro accrescimento è determinato dalla dinamica dei canali. Le barre tendono a riempire i canali

attivi che tendono a mantenere la riva o ad erodere la riva o le barre stesse. Le barre “rincorrono” il

canale trasversalmente all’asse della valle (quelle di meandro) o parallelo (frontale) quelle dei

canali intrecciati. Il risultato di questa interazione ed instabilità di barre e canali in tempi

geologicamente significativi (corpi sedimentari) è quello di fossilizzare il canale come forma

esterna (superficie d’erosione) come riempimento attivo (migrazione delle barre) e come

riempimento passivo (canale abbandonato). La geometria (sezione trasversale) del canale è

riconoscibile nei depositi in particolar modo quando cessa la migrazione (abbandono). La

migrazione delle barre forma corpi tabulari e prismatici. Il sedimento trasportato varia lungo la

verticale della corrente come quantità (concentrazione) e dimensioni. Il carico di fondo è formato da

granuli di sabbia fittamente allineati e talora di piccoli ciottoli, invece il carico sospeso è meno

concentrato anche se è complessivamente molto più abbondante di quello di fondo; esso si

distribuisce lungo la verticale secondo il diametro di caduta delle particelle e la diffusione

turbolenta poiché in questo modo i granuli più grossolani presenti tra quelli sospesi si concentrano

verso il fondo. La differenza tra carico sospeso e carico di fondo in questo modo viene sfumata

rendendo difficile misurarne le rispettive portate, le dimensioni medie del carico complessivo

diminuiscono poi lateralmente (nella direzione del trasporto) secondo una legge esponenziale che

dipende dalla perdita della potenza con la distanza. La selezione idraulica laterale è molto

importante nei fiumi infatti il silt e l’argilla sono trasportati in sospensione alla stessa velocità della

corrente. Il materiale sabbioso viene trasportato sul fondo molto più lentamente (la sua velocità si

ricava da quella di migrazione di dune, barre e ripples), eccezionalmente il carico di fondo si sposta

ad una velocità molto elevata ciò significa che la sabbia che giunge in mare è più “vecchia” del

fango che l’accompagna. A causa del “pulsare” delle correnti fluviali sia nel tempo (piene e magre)

sia lungo i canali (variazione di sezione e gradiente) si hanno mescolanze erosione e deposizione

selettive che producono bi modalità o polimodalità granulometrica. Le sabbie fluviali tendono ad

essere “sporche” (ricche in matrice) il che si traduce in un’asimmetria positiva della curva

granulometrica. Le correnti incanalate scorrono su un’interfaccia costituita da materiali incoerenti e

mobili e quindi possono formare tutte le forme di fondo sia sul fondo dei canali sia sui fianchi che

sulla sommità delle barre. La lunghezza delle dune è pari a varie volte la profondità della corrente,

le loro dimensioni sono in proporzione con quelle del fiume. Le dune richiedono tempi abbastanza

lunghi per essere costruite, modificate e /o distrutte quando cambia il regime della corrente a causa

delle grandi masse di sedimenti coinvolte. Inoltre vi è sempre un ritardo nella modificazione del

flusso e delle dune. Il fondo piano si può trovare sotto lame d’acqua rapide e poco profonde come

quelle che lambiscono i fianchi durante il montare o il calare della luna piena. L’escavazione

naturale o artificiale dei sedimenti di canale e di barra mette a nudo i vari tipi di stratificazione e

laminazione incrociata. Nei canali il tasso di sedimentazione è troppo elevato per fissare delle

medie. Il deposito locale di una piena può variare da centimetri a metri ma la piena successiva può

rimuoverlo parzialmente o totalmente e anche erodere il sedimento precedente. Le zone inondabili

dalle piene fluviali si trovano sia tra canali divaganti (all’interno della fascia canalizzata) sia ai lati

di questi dove raggiungono la massima estensione e differenziazione soprattutto nelle piane di corsi

meandri formi. Partendo dai canali abbiamo nell’ordine:

• Argini naturali; hanno sezione triangolare asimmetrica con forte pendenza verso

l’interno del canale e più dolce verso la piana, generalmente sono tagliati da canali a

brecce;

• Canali o brecce di rotta (crevasse); scaricano acque di piena nella piana inondabile e

si ramificano in piccoli distributori che incidono il deposito di rotta (crevasse splay) che

assume la forma di lobo, lingua o ventaglio come un piccolo delta o un conoide;

• Bacini di piena e piane inondabili; parti più depresse della piana alluvionale con

allungamento in direzione della valle, non sono del tutto piatti ma sono suddivisi da

rilievi de posizionali (depositati di rotta e argini abbandonati).

Nelle regioni aride i bacini di piena sono secchi ed esposti all’intensa evaporazione e all’azione del

vento tra una piena e l’altra, la copertura vegetale è rada o assente mentre può essere fitta sugli

argini dove la permeabilità permette di trattenere l’acqua di falda. Invece nel clima umido si trovano

dei grandi stagni e delle paludi con folta vegetazione e laghi permanenti poco profondi. Le

variazioni di associazioni floristiche riflettono la natura dei depositi alluvionali mentre le piante

favoriscono il deposito delle acque di piena rallentando il flusso e contribuiscono alla

sedimentazione con i loro resti. La caratteristica principale del regime sedimentario delle paludi

alluvionali è quella di avere una superficie ripetutamente emersa e sommersa; quando monta la

piena del fiume l’acqua tracima prima dalle rotte e poi anche dalla sommità degli argini con un

flusso supercritico e con forti effetti distruttivi a causa della forte pendenza e dello scarso spessore

(normali conseguenze della tracimazione: erosione in massa, allagamento e approfondimento dei

canali di rotta, distruzione e sradicamento delle piante), successivamente vengono colmati i bacini

di piena dopodiché le acque scorrono liberamente lungo l’asse valvivo, parallelamente al canale

sommerso ma più lentamente. In seguito a questo gradiente di velocità si formano grandi vortici

sulle rive sommersi, allontanandosi dagli argini la velocità dell’acqua diminuisce e con essa la

velocità di sedimentazione e la granulometria dei depositi. Passata l’ondata di piena le acque

rallentano fino a ristagnare nei bacini di piena dove decantano i materiali in sospensione. Le onde

prodotte dal vento sulla superficie dell’acqua formano piccoli ripples simmetrici sul sedimento o

erodono dei piccoli terrazzi sugli argini. Il ritiro di acqua lascia distese di fango e lingue di sabbia

che finchè sono umide e soffici ricevono impronte di pioggia o di zampe di animali ma subito si

seccano e fessurano. Il vento può rimuovere sabbia, silt e fango secco fino a costruire delle dune.

Nel clima umido il disseccamento non è mai completo ma in condizioni di clima arido si arriva fino

alla precipitazione dei sali nel suolo alluvionale. Lo spessore di un deposito di piena è molto

variabile da circa 1 mm a parecchi centimetri mentre il tasso di sedimentazione su aggira sui 20

cm/1000 anni.

Il modello Braided (canali intrecciati).

I fiumi intrecciati si trovano in varie condizioni geomorfologiche e climatiche, occupano la parte

alta delle stesse pianure alluvionali e sono in posizione intermedia tra le conoidi (alto gradiente) e le

piane alluvionali più basse caratterizzate da canali meandri formi di debole pendenza. Nelle aree

montuose vicine al mare i fiumi intrecciati giungono direttamente alla costa. L’ambiente Braided è

caratterizzato da tassi di sedimentazione e portate variabili con canali multipli che cambiano

rapidamente posizione, le pendenze relativamente forti e le alte portate permettono il trasporto di

grandi quantità di materiali grossolani (ghiaioso – sabbiosi); dal tratto prossimale a quello distale

del sistema Braided le dimensioni dei clasti diminuiscono mentre aumenta la cernita. Le barre

longitudinali si accrescono verso l’alto e in avanti (frontalmente) a partire da un nucleo grossolano

abbandonato dalla corrente per perdita locale di competenza (capacità di trasporto dei granuli più

grossolani); la barra migra nel canale antistante (generato dalla convergenza di due canali affiancati

alla barra) durante le piene, la sua sommità può essere sommersa da acqua sottile (correnti

secondarie) che si scava canaletti in direzione obliqua o trasversale. Durante la magra la barra

emerge e può essere intagliata sui fianchi. Le barre più alte (costruite dalle piene maggiori, a

periodicità pluriennale) permangono come isole anche durante le piene normali e sono ricoperte

dalla vegetazione. La barra longitudinale è un corpo composito che comprende diversi tipi di

stratificazione ed è mitologicamente costituita da ghiaia, da ghiaia e sabbia o soltanto da sabbia. La

parte frontale di questo tipo di barra presenta forestes alti anche più di 1 metro, la stratificazione è

assente nella parte centrale oppure vi è una laminazione parallela grossolana, essa può anche essere

caratterizzata nella parte sommitale da laminazione parallela o a basso angolo e tasche di sabbia

composte da laminazione concava. Le barre trasversali hanno creste sinuose, mediamente oblique

rispetto all’asse dei canali; le barre si mantengono continue da sponda a sponda e migrano

velocemente durante le piene mentre durante le magre sono dissezionate dai canali intrecciati, sono

costituite internamente da set tabulari a cui si associano set convessi e concavi. Sul fondo dei canali

l’erosione scava docce a cucchiaio associate o meno a dune avanzanti da cui risulta una

stratificazione incrociata concava. I ripple marks e la relativa laminazione si formano nelle fasi di

minore energia ma tendono ad essere erosi durante le piene. Quando un canale viene occluso da una

barra che migra l’acqua ristagna e si depositano sedimenti sempre più fini verso l’alto fino ad

argilla, hanno basso potenziale di conservazione perché sono spesso erosi in seguito al riaprirsi del

canale o all’attraversamento dell’altro.

Facies braided: sono depositi di barra subordinatamente di fondo canale e di canale abbandonato,

sono accentuatamente lenticolati e discontinui per erosione ripetuta da parte dei canali divaganti, le

lenti pelitiche sono le più sottili e di estensione più ridotta, lasciano come sola testimonianza

frammenti erosi o inclusi di varie dimensioni.

Nelle lenti in cui si conservano tutte e tre le facies (facies braided, fondo canale e canale

abbandonato) si conservano, si succedono dal basso verso l’alto in una sequenza a granulometria ed

energia decrescente (fining – upward). Questo motivo deposizionale ha delle varietà riguardo agli

spessori relativi delle varie facies, ai tipi di stratificazione e alle strutture sedimentarie e alla

granulometria. Generalmente le sequenze sono incomplete dalla loro parte superiore per erosione

(tronche). Ogni ciclo rappresenta un evento di piena, la fase montante e di acme non è rappresentata

dal sedimento ma dalla superficie di erosione basale e dal pavimento ciottoloso, la superficie

declinante costituisce la maggior parte del ciclo, non è registrata da sedimentazione continua e il

passaggio da una fase di maggior energia a una fase di minor energia della corrente è marcata

dall’erosione. I canali di morbida e di magra rimaneggiano e incidono la sommità e i fianchi delle

barre maggiori formando barre minori che vengono poi erose e modellate da dune e ripples. Le zone

di erosioni corrispondenti ai fondi dei canali di morbida sono sempre più ristrette e terrazzate e

generalmente non vengono ricoperte dal fango per cui i cicli sono limitati. L’alluvionamento di un

fiume intrecciato forma un corpo prismatico di spessore di grandezza variabile a seconda della

subsidenza. Tuttavia se il fiume non è incassato in una valle di montagna può migrare lentamente

anche a velocità notevole, si possono formare i corpi sabbiosi dendroidi o tabulari di grande

estensione.

Il modello meandriforme.

Il modello meandriforme predomina nelle parti basse delle pianure alluvionali e nelle piane costiere

e deltizie. L’asse di sedimentazione è generalmente perpendicolare alla costa. Il modello è

caratterizzato da un canale fluviale singolo più profondo di quelli intrecciati e intagliato in

sedimenti più fini. L’acqua riempie la parte più bassa del canale anche in regime di magra. Il canale

meandriforme è fiancheggiato da argini naturali e barre di meandro e migra lentamente entro la

fascia di meandro (zona larga 15/20 volte il canale). L’erosione delle riva concava e la deposizione

sulla riva convessa procedono in coppia. L’erosione è massima subito dopo l’acme di piena e opera

come sottoescavazione o escavazione al piede delle riva concava con crollo dei blocchi, il materiale

eroso non viene deposto sul lato convesso dello stesso meandro ma di quello successivo. I meandri

comportano una perturbazione del flusso: la forza centrifuga tende a far accumulare l’acqua e a far

spostare la linea di maggiore velocità della corrente verso la riva concava dove si genera un eccesso

di pressione a cui corrisponde un deficit sulla riva convessa, di conseguenza si genera un gradiente

di pressione lungo il raggio di curvatura che tenderebbe a muovere l’acqua verso la zona di minor

pressione, la riva convessa. La pressione è bilanciata dalla forza centrifuga in superficie mentre sul

fondo le perdite per attrito al limite rendono insufficiente la forza centrifuga e l’acqua si sposta

verso la riva convessa, questo processo richiede in superficie un flusso compensativo che abbia

direzione opposta. Le componenti laterali del flusso combinandosi con quella parallela all’asse del

canale generano percorsi elicoidali delle particelle d’acqua. Sul fondo la velocità e la pressione

tangenziale radiali sono dirette verso la barra e diminuiscono risalendo il suo fianco, nel carico di

fondo le particelle con un certo diametro assumono una posizione tale sul pendio della barra per cui

la componente radiale della pressione del fluido sia esattamente compensata dalla forza di gravità

che agisce in senso opposto. A questo punto i granuli viaggiano parallelamente alle rive, essi

saranno smistati lentamente e verticalmente a seconda del diametro idraulico: le più grossolane

verso il fondo del canale mentre le più fini verso la sommità della barra. Quando lateralmente

diminuisce la potenza si ha la variazione nelle strutture sedimentarie da stratificazione incrociata di

duna a laminazione di ripples. Si possono formare anche laminazioni piane per trazione o per

decantazione a causa delle oscillazioni di velocità e profondità che accompagnano il ciclo; queste

laminazioni si depositano a varia altezze ma le laminazioni piane sono limitate alla parte superiore

dove sono “abbandonate” dalla piena calante, allora si estendono con il fango argilloso sul fianco

della barra (mud drapes) ma sono erosa facilmente dalla piena successiva. I cordoni e i solchi che

marcano le fasi di accrescimento della barra alla sua sommità sono difficilmente riconoscibili allo

stato fossile mentre risaltano chiaramente nelle piane alluvionali attuali e recenti. Quando la

migrazione del canale e della barra si arrestano a causa del taglio di meandro o della diversione il

canale viene “sigillato” dal tappo argilloso (clay plug) che ne conserva la forma. La geometria della

barra di meandro (point bar) può permettere di ricostruire la paleoidraulica di un “fiume fossile”.

Depositi di argine naturale.

Alcuni depositi di argine naturale sono le alternanze di sabbie fini (o silt sabbiosi) con argille siltose

ricche in sostanze carboniose e associate a suoli incipienti, ogni coppia generalmente rappresenta

una piena alla fase di trabocco corrisponde del materiale più grossolano mentre alla fase di

decantazione corrisponde del materiale più fine. I depositi poggiano su depositi di piana inondabile

(passaggio graduale con un aumento di sabbia e silt verso l’alto) o su depositi di barra di meandro

(passaggio graduale con aumento di argilla verso l’alto).

Tracce di esposizione subaerea nel fango: fessure poligonali, impronte di pioggia o cristalli di sale.

Depositi di rotta o crevasse.

I depositi di rotta o crevasse si intercalano sia a quelli di argine sia a quelli di piana inondabile, non

sono facilmente distinguibili dai depositi di tracimazione anche se tendono statisticamente ad essere

più spessi e grossolani (tuttavia ciò è relativo al carico e alla portata del fiume in questione).

Criteri diagnostici orientativi: spessore superiore a 30 cm, presenza di evidenti canalizzazioni, di

sabbia grossolana e ciottoli (carico di fondo che non tracima generalmente dagli argini), di

abbondanti inclusi pelitici fino alle dimensioni dei blocchi, gradazione e laminazione parallela ben

sviluppate, mancanza di strutture.

Depositi di piana inondabile.

I depositi di piana inondabile sono i materiali più fini del sistema (silt e argilla di decantazione, con

rare intercalazioni più sabbiose e trattive). Le lamine di argilla e argilla siltosa si alternano

fittamente (spessore minore di 1 cm).

Clima umido: colore nerastro per sostanza organica, frequenti livelli palustri (torba).

Clima arido: colore rosso o bruno, abbondanti tracce di esposizione subaerea, noduli e croste

calcaree o saline, con presenza di fossili d’acqua dolce (molluschi, pesci, etc).

Differenze rispetto ai depositi di argine: il rapporto sabbia / argilla è più basso, vi sono strati con

lamine da corrente più sottili, granulometria inferiore, abbondanti strutture da disseccamento,

bioturbazione minore (a parte i livelli palustri e lacustri).

Per i depositi di overbank in generale si notano varie analogie con le torbiditi, ciò riflette

un’analogia nei processi de posizionali; la piena fluviale e la corrente di torbida comportano l’arrivo

subitaneo di una massa idrica turbolenta e carica di ambiente in sospensione in un ambiente statico.

I fenomeni di erosione precedono immediatamente il deposito, il cui tasso diminuisce con il

graduale dissiparsi dell’energia del mezzo.

Criteri diagnostici dell’ambiente fluviale: tracce di esposizione subaerea, radici di piante e fossili.

Il motivo deposizionale completo della pianura alluvionale a meandri.

Il motivo deposizionale della pianura alluvionale a meandri è la sequenza granulometrica

decrescente (fining – upward). La sequenza positiva (ciclo che mostri sequenza evolutiva fining –

upward) è molto più chiaramente sviluppata nei depositi di canale meandriforme che in quelli dei

canali intrecciati. Le variazioni nello spessore dei cicli o negli spessori relative delle facies e

sottofacies componenti non costituiscono alterazioni del modello di base, dominato dalla sequenza

di barra la cui gradazione verticale è controllata puramente dall’idraulica fluviale. Questo è un ciclo

auto ciclico per il quale in passato si invocavano fattori di controllo tettonici (subsidenza della

pianura, ringiovanimento dei rilievi), climatici (variazioni del tasso di erosione e deposito

conseguenti a variazioni delle precipitazioni) o eustatici (variazioni del livello di base). Questi

fattori esterni possono aver operato ma non sono richiesti per spiegare la successione locale di

eventi deposizionali. Quando si succedono sulla verticale numerosi cicli si assume una subsidenza

continua e costante, infatti quando il ciclo termina per abbandono o migrazione del canale il

consolidamento tende a deprimere localmente il livello di campagna, questa subsidenza

compazionale favorisce la diversione e il ritorno del canale nella stessa zona, per cui il ciclo si

ripete. È noto che le parti basse delle pianure alluvionali sono soggette a cospicua subsidenza. Un

corpo sabbioso o arenaceo di barra di meandro ha una limitata continuità laterale (dal centinaio di

metri a qualche chilometro a seconda della dimensione del fiume) e risulta difficilmente correlabile

con altri. Le barre sono separate da livelli fini di overbank molto più continui che nelle piane

braided, in particolare possono essere utilizzati orizzonti di torba o paleo suoli bioturbati o

concrezionati per correlazioni a grande distanza nell’ambito del sistema de posizionale. A questo si

aggiunge che nelle piane costiere si verificano talora brevi ingressioni marine che lasciano sottili ma

estesi depositi fossiliferi, questi vengono definiti come i migliori strati guida.

Prismi alluvionali.

Una fascia di meandri (un prisma alluvionale in tre dimensioni) fossilizza formando un corpo

sedimentario complesso di I ordine di forma dentroide, per distinguer loda un corpo di tipo braided

si usa il minor volume di sabbia e il tipo di margini “serrati” che ereditano la curvatura dei meandri

abbandonati. La migrazione di una fascia a meandri in un’ampia pianura alluvionale forma corpi

tabulari composti di minori corpi sabbiosi (barre di meandro) lenticolari o tabulari, isolati, alternati

o saldati assieme in parte. La larghezza dei corpi maggiori è solo in funzione del tempo per cui non

si può ricavare una relazione fissa tra l’area e lo spessore di questi corpi.

Altri modelli di canale a barra.

I modelli fluviali braided e meandriforme sono schematizzazioni che non devono essere

eccessivamente generalizzate, esistono corsi d’acqua a caratteristiche intermedie come sinuosità,

tipo di barre e tipo di carico, o tratti a canale unico ma poco sinuoso o rettilineo.

Canali meandriformi a sinuosità intermedia.

I canali meandri formi a sinuosità intermedia sono caratterizzati dalla prevalenza del carico di fondo

grossolano e dal gradiente relativamente alto ma tendono a formare meandri per la presenza di

materiali fini e vegetazione sulle rive. In questi fiumi si hanno barre di meandro a profilo terrazzato

(barre di meandro grossolane), i clasti maggiori (ghiaia) sono localizzati in parte sul fondo del

canale, entro tasche d’erosione, e in parte sulla piattaforma superiore della barra (emersa durante il

regime di magra) dove vengono trasportati durante le piene o a tappeto (sheet) o entro canali di

taglio (chute) profondi dai 2 ai 5 metri, in quest’ultimo caso si accumulano davanti alla bocca dei

canali che tendono a tagliare il meandro formando barre di chute (barre longitudinali con spessi

foreset); con la migrazione della barra si viene a formare una sequenza più complessa di quella

tipica del canale meandriforme, dove vediamo dalla base verso l’alto prima una diminuzione e poi

un aumento della granulometria e dello spessore degli strati come un contatto abrupto.

Canali rettilinei ed effimeri.

I corsi d’acqua effimeri presentano alvei secchi per gran parte dell’anno, piene irregolari improvvise

e un tipo di carico molto vario. I tratti rettilinei passano sopra e sottocorrente a tratti intrecciati,

solcando conoidi o piane aride. La parte più profonda del canale o thalweg (canale attivo al calare

delle piene) ha un andamento sinuoso e scorre tra le barre laterali. Il canale e le barre cambiano

posizione e configurazione irregolarmente dopo goni piena, i depositi di barra vengono così

ripetutamente intagliati da superfici d’erosione che riflettono le divagazioni improvvise del canale.

Quando si conserva una sequenza di barre essa registra verticalmente il declino di una piena. Queste

sequenze positivi hanno spessore modesto e presentano analogie con quelle torbiditiche.

Conoidi alluvionali.

Una conoide alluvionale è il deposito torrentizio con superficie a forma di segmento di cono che si

irradia sottopendio dal punto in cui il corso d’acqua esce da un’area montuosa. La conoide si

localizza dove cambia il gradiente topografico, dove la corrente prima incanalata in una stretta vale

si può espandere in un’area più aperta. La combinazione di questi due fattori fa perdere velocità e

capacità di trasporto, vengono abbandonati soprattutto i materiali più grossolani ma anche le

particelle sottilissime con scarsissima selezione. Si hanno conoidi in tutte le condizioni climatiche

purchè sussistano le opportune condizioni topografiche. Si distinguono due gruppi di conoidi:

Le conoidi di clima arido e semi – arido;

1) Le conoidi di clima temperato – umido.

2)

L’ambiente di conoide alluvionale ha le seguenti caratteristiche:

• Il trasporto di sedimento avviene in condizioni di energia cinetica tra le più alte che

si conoscano nell’intero dominio della sedimentazione meccanica;

• Il deposito avviene nelle immediate adiacenze dell’area di erosione che fornisce il

sedimento (area madre o area fonte), la composizione del sedimento riflette una fonte locale

e un trasporto breve;

• I clasti hanno la massima variabilità di dimensioni in confronto agli altri tipi di

sedimenti fluviali, dal punto di vista tessiturale sono molto simili a quelli galciali.

Ambiente di sedimentazione di transizione: il sistema deltizio

Gli ambienti di transizione o misti sono quelli costieri: essi occupano una posizione intermedia tra

quelli continentali e marini. L’ambiente di transizione di primaria importanza è l’ambiente deltizio

come sede di accumulo di materiali clastici e organici e come sistema di distribuzione a deposizione

altamente differenziato e organizzato a cui possono essere associati anche tutti gli altri ambienti di

transizione. Il delta è un caso di ambiente complesso o complesso ambientale.

Delta: generalità.

In un contesto geologico un delta è l’accumulo o un corpo sedimentario che si forma in condizioni

subaeree e subacquee per una combinazione di processi fluviali e marini che operano in un’area di

foce dove un sistema fluviale introduce sedimenti terrigeni in una massa d’acqua relativamente

stazionaria. La parte emersa del delta è detta piana deltizia e costituisce la continuazione della piana

alluvionale. La parte subacquea del delta è volumetricamente più importante della piana deltizia

comprende dalla costa verso il largo la piattaforma deltizia o fronte deltizia e la scarpata di prodelta.

I maggiori delta si trovano ai margini dei bacini marini e sono affiancati dall’ambiente deltizio –

marginale o inter – deltizio; i delta di proporzioni minori si accumulano nelle lagune costiere e nelle

baie, cioè in ambienti marini protetti oltre che nei laghi (ambiente continentale).

Dimensioni e forma dei delta.

L’area di un delta può variare da pochi chilometri quadrati a centinaia o migliaia di chilometri

quadrati, la forma in pianta viene definita in base alla maggiore o minore sporgenza e frastagliatura

dell’apparato deltizio. Si riconoscono delta digitati (zampa d’oca), lobati, cuspidati, arcuati e delta –

estuario. La forma riflette in larga misura l’interazione (intensità relativa) dei processi fluviali

(energia delle correnti e apporti solidi) e di quelli marini costieri, altri fattori però condizionano il

volume e la geometria dei delta. Questi fattori sono:

• Quantità di sedimento che giunge alla foce del fiume (portata solida);

• Tipo di sedimento, in particolare rapporto tra materiali fini (carico in sospensione) e

grossolani (carico di fondo);

• Regime fluviale (variazioni di velocità e capacità di trasporto);

• Tipo di energia dei processi costieri (onde, marre, correnti);

• Morfologia del bacino accettore;

• Tasso di subsidenza.

I primi tre fattori dipendono dal clima, dal rilievo e dalla litologia del bacino di drenaggio e di

erosione del fiume, i rilievi maturi e i climi umidi danno delle variazioni leggere e lente delle

portate, vi è una prevalenza del carico sospeso sul carico di fondo e si formano canali stabili e

meandriformi. Viceversa i rilievi giovani e dei climi aridi forniscono apporti ingenti ma sporadici,

vi sono materiali grossolani e meno cerniti e si formano canali intrecciati e divaganti in modo

irregolare. La maggior parte del sedimento che giunge a un delta è portato dalle piene, al contrario

durante estesi periodi di basse portate gli apporti solidi sono ridotti al minimo. La misura in cui i

sedimenti deltizi sono dispersi nell’ambiente marino dipende dall’intensità dei processi marini

durante il periodo di piena: se questa è al massimo si ha anche la massima dispersione (verso costa,

lungo costa o al largo). Se la piena giunge in un periodo di acqua calma si ha la minima dispersione

e la massima intensità dei processi di deposizione fluviali. Quando il mare è grosso e l’apporto

fluviale scarso si ha la ridistribuzione del sedimento in arrivo, l’erosione e il ripulimento del

sedimento già depositato (processi distruttivi e di rimaneggiamento). L’alto tasso di accrescimento

frontale o di avanzamento del delta riflette l’alta intensità relativa dei processi fluviali (processi

costruttivi), l’intensità può essere espressa quantitativamente dall’indice di efficienza del fiume,

data dal rapporto tra la portata per metro lineare di sezione fluviale e la potenza di onda marina per

metro lineare di cresta. I delta modellati dalle onde e dalle correnti litorali hanno contorni meno

sporgenti e più lisci, in zone ad alta escursione di marea le correnti di marea intaccano la piana

deltizia svasando le bocche dei canali e creando un contorno frastagliato ma tendenzialmente

rientrante. I tipi principali di delta si possono distinguere in due:

I delta costruttivi;

1) I delta distruttivi.

2)

I delta attuali avanzano sulla piattaforma continentale: quelli che si spingono fino al bordo esterno

della piattaforma, in acque profonde con profondità maggiore ai 100 m, sono chiamati delta

profondi (deep – water deltas), hanno un rapido accrescimento e una morfologia digitata; mentre

quelli che occupano la parte interna della piattaforma sono i delta d’acqua bassa (shoal – water

deltas). L’inclinazione del pendio della piattaforma continentale antistante i delta è un parametro

importante ed è relazionato all’indice di efficienza del fiume, minore è l’inclinazione e maggiore è

l’attenuazione delle onde per attrito; le onde di acqua profonda perdono molta della loro potenza

giungendo sotto costa ed è proprio la potenza delle onde che costiere che marca l’indice di

efficienza. L’alto tasso di subsidenza favorisce l’ispessimento del corpo deltizio e i fenomeni di

consolidamento differenziale, la subsidenza può essere di origine tettonica o isostatica

(aggiustamento del delta sotto il suo stesso peso). La piattaforma su cui si poggia il delta si dice

stabile o instabile a seconda del tasso di subsidenza, tasso alto delta instabile mentre tasso basso

delta stabile. La geometria del bacino accettore del delta può essere di cinque tipi:

• Il bacino può avere la forma di una stretta fossa aperta alle due estremità con ampia

circolazione d’acqua e spesso forti correnti di marea, in questo caso gli apparati deltizi si

impostano sui bordi;

• Il bacino può essere di forma stretta o allungata ed è chiuso ad un’estremità, il delta cresce

in senso assiale;

• Nel bacino l’asse subsidente si trova sotto una pianura costiera, i delta si formano su una

piattaforma stabile;

• Il bacino può essere aperto all’oceano con l’asse subsidente vicino alla costa, i delta non

riescono a riempire il bacino;

• Il bacino può essere chiuso o semichiuso con l’asse subsidente vicino ai lati.

Geometria interna dei delta.

Per un dato tasso di subsidenza la condizione ideale per la costruzione di un delta è l’improvviso

afflusso di sedimento in una massa d’acqua con una scarsa escursione di marea. Questa condizione

si ritrova in un lago dove sbocca un torrente con un abbondante carico di fondo. Il modello

“classico” di un delta venne definito da Gilbert (1885) e Barrell (1912) è il delta lacustre, che

consiste in tre gruppi di strati tra loro discordanti:

Gli strati di tetto (topset) subaerei;

1) Gli strati frontali o inclinati (foreset);

2) Gli strati di fondo (bottomset) subacquei.

3)

Questa struttura è determinata dal fatto che la maggior parte del sedimento è abbandonata su una

scarpata subacquea la cui inclinazione dipende dalla profondità originaria del bacino e dall’angolo

di riposo dei materiali (delta – conoide). La stessa distinzione può essere applicata ai grandi delta

marini dove però è resa più difficile a causa della presenza di altri fattori differenti. Si è prestata

maggiore attenzione agli elementi morfologici della piana deltizia e ai processi de posizionali.

Processi, ambienti e depositi deltizi.

Il delta più studiato del mondo è quello del Mississippi, è l’esempio di delta digitato, la sua

subsidenza è dell’ordine di 20 – 30 m per 1000 anni ma viene compensata dagli ingenti apporti

fluviali che ammontano a 2 milioni di tonnellate giornaliere composti essenzialmente da silt e

argilla con minori quantità di sabbia (circa il 25 %).

Parte emersa: la ramificazione ripetuta dei canali fluviali (distributori) è tipica della piana deltizia,

la piana deltizia è una zona di distribuzione e divergenza.

I canali distributori appaiono come le vene di una foglia e presentano un tracciato rettilineo e non

meandriforme. A monte del punto in cui inzia la ramificazione c’è la piana deltizia interna o

superiore mentre la ramificazione rappresenta la piana esterna o inferiore. La piana superiore è

attraversata dal canale principale meandriforme e presenta ambienti e facies tipici della piana

alluvionale (canali attivi e abbandonati con le barre di meandro e tappi d’argilla, argini naturali e

depressioni d’intercanale o bacini d’inondazione riempiti da specchi d’acqua dolce o da lagune o

paludi) e procedendo verso la costa si osservano quattro fasce palustri: la prima è occupata dalla

vegetazione arborea (swamp : piante che non sopportano le acque salate) mentre le altre tre sono

occupate da erbe e canne (marsh) con acque prima dolci, poi salmastre e poi salate. I depositi sono

composti da argille più o meno siltose ricche di resti organici o di torba. Gli argini sono gli unici

rilievi del paesaggio e sono costituiti da silt poco classato e argilla bioturbati dalle radici, con

l’abbandono dei canali e la continua subsidenza essi finiscono per essere sepolti dai depositi

palustri, lo stesso avviene per i riempimenti dei canali sabbiosi nella loro parte inferiore. La piana

inferiore deltizia comprende i canali distributori, gli argini subaerei (che si assottigliano verso mare)

e le baie interdistributrici (depressioni poco profonde con fango popolato da molluschi salmastri e

marini; sono vasche di decantazione dei sedimenti fini fluviali e sono aperte al mare, possono essere

colmate anche da depositi trattivi sabbiosi). La palude erbacea salmastra tende a invadere le baie e a

partire dagli argini. La sedimentazione nella piana deltizia riflette l’evoluzione dei canali che la

attraversano e i loro periodi di piena. Normalmente i canali trasportano il loro carico di sedimento

fino alla foce abbandonandolo nella porzione subacquea del delta; durante le piene però dagli argini

tracimano grandi quantità di sedimenti fini e si accumulano nella piana mantenendone il livello

poco sopra a quello del mare in competizione con la subsidenza, di conseguenza si accrescono gli

argini, si colmano le baie, i laghi e le paludi, e si aprono brecce da cui escono i ventagli di rotta o si

instaurano nuovi canali lungo gradienti più favorevoli con l’abbandono dei canali precedenti. La

sedimentazione nella piana deltizia è notevolmente influenzata dai fattori climatici.

Clima Effetti

Umido Caldo Intensa copertura vegetale che contribuisce a intrappolare il

sedimento trasportato da correnti fluviali o di marea,

produce bioturbazione (radici) e accumuli organici (torba)

Freddo Il carattere stagionale della vegetazione riduce l’effetto di

intrappolamento ma produce sempre bioturbazione e

accumuli di torba

Arido Caldo Copertura vegetale sparsa; precipitazione evaporitica,

strutture da disseccamento, trasporto eolico

Freddo Copertura vegetale sparsa; il gelo invernale interrompe i

processi fluviali; il disgelo stagionale favorisce processi

particolari (colate di fango e detriti) e una canalizzazione

irregolare e instabile delle acque; importanti i processi

eolici

Parte sommersa del delta: comprende una parte interna che ha lo stesso debole gradiente della

piana adiacente (fronte deltizia o piattaforma di fronte deltizia) e una zona esterna più ampia e

inclinata (scarpata o pendio di prodelta, più semplicemente prodelta).

Nella fronte terminano i canali distributori: le terminazioni sono le bocche che si trovano sott’acqua

a profondità di 15 – 20 m, i tratti subacquei dei canali sono bordati da argini subacquei. Di fronte al

canale si ha un rilievo de posizionale sabbioso, la barra di bocca distributrice o barra di foce, tutta la

sabbia e il silt grossolano che il fiume porta alla foce vengono depositate nelle immediate adiacenze

degli sbocchi (nel tratto terminale del canale), nella barra e negli argini. I sedimenti più fini sono

sparsi in un’area più ampia che comprende il resto della fronte (zone di interbarra tra una bocca e

l’altra: silt fine e sitl argilloso) e il prodelta (argilla siltosa). Le sabbie depositate nel delta

subacqueo sono chiamate sabbie di fronte deltizia.

Sabbie di canale: sono delimitate da una superficie erosiva (incisa su sabbie di barra o argille di

prodelta), sono sabbie “sporche” (siltose) con una laminazione incrociata a scala media (dune) e

piccola (ripples), tasche erosive, schegge d’argilla e intercalazioni argillose (periodi di magra). Al

piede delle sponde si possono trovare blocchi franati e deformazioni plastiche gravitative.

Sabbie di barra: la barra ha una forma falcata con la convessità rivolta verso mare, la parte più

elevata (cresta o barra prossimale) è la zona di massima energia (sia fluviale che ondosa) e vi si

trovano sabbie “pulite” con una stratificazione incrociata a festoni a scala media e piccola

(immersione verso mare dei foreset) che passano inferiormente (fronte della barra o barra distale) a

sabbia siltosa e silt sabbioso con abbondanti frustoli vegetali e conchiglie: la stratificazione è data

da fitte alternanze che riflettono le variazioni stagionali di competenza e la capacità del fiume

tuttavia esse tendono a essere cancellate dagli scavatori. Sono frequenti le convoluzioni e le

deformazioni da carico, iniezione, fluidificazione e sfuggita di gas che tendono ad obliterare le

strutture originarie da corrente e da onda (laminazione incrociata, ripples simmetrici e asimmetrici).

Il limite inferiore della barra di foce si trova a una profondità massima di circa 40 m, esso è un

limite graduale e non erosivo. Nelle peliti di fronte deltizia adiacenti alle barre si trova una sottile

laminazione da decantazione con alcuni livelletti debolmente trattivi di silt grossolano (strati

paralleli o lenticolari) talora gradati o con ripples da corrente, la bioturbazione è comune. Le argille

di prodelta hanno stratificazione massiva e una sottilissima laminazione dovuta a più variazioni di

colore che di granulometria e più o meno bioturbata. Vi si trovano sparsi resti di molluschi.

Formazione delle barre di foce, biforcazione dei canali, sviluppo dei distributori: la dinamica

deposizionale dei delta ha il suo punto focale nella bocca di foce che agisce come punto di

disseminazione per i sedimenti. L’interazione idrodinamica fra acque fluviali e acque marine si

manifesta principalmente tramite l’effetto di espansione del flusso (effetto jet) e l’effetto di

galleggiamento dovuto alla differenza di densità tra acqua dolce e acqua salata.

La corrente, abbandonando il canale, continua a fluire nella massa idrica del bacino per inerzia e si

espande, i filetti turbolenti si allontanano tra loro e ai margini della corrente si ha la mescolanza

diffusiva dell’acqua con l’ambiente producendo una dissipazione di energia cioè diminuiscono

velocità e capacità di trasporto e il sedimento più grossolano viene abbandonato. Il carico di fondo è

concentrato al centro della corrente, sul prolungamento dell’asse del canale, dove forma una secca

sabbiosa, la parte più grossolana del carico sospeso forma degli argini subacquei sui lati. La secca

tende a dividere la corrente in due rami che diventano due canali con il crescere della barriera e

degli argini. Ogni canale subisce lo stesso processo generando una nuova ramificazione in

progressione geometrica, tutto ciò a patto che l’acqua del bacino resti calma. Gli argini emergono

poco alla volta prima dal livello di bassa marea e poi dal livello di alta marea e sono popolati da

pietre alofile (mangrovie nei climi tropicali). L’effetto di galleggiamento è tipico dell’ambiente

marino, infatti l’acqua fluviale resta meno densa di quella del mare e scorre in superficie (getto

piano) per inerzia formando pennacchi torbidi che perdono la loro individualità verso il largo molto

gradualmente. La progressiva mescolanza tra l’acqua salata e l’acqua dolce consente la

flocculazione delle particelle colloidali nel prodelta. A ridosso della barra di foce si ha una

stratificazione di densità con un cuneo superficiale di acqua dolce che si assottiglia verso mare ed

un cuneo salino sottostante che termina verso terra (condizioni ipopicnali). Gli spessori e le

posizioni reciproche dei due cunei variano a seconda del rapporto tra portata fluviale e livello di

marea; maggiore è la densità tra le due masse idriche il cuneo salino viene individuato meglio e la

mescolanza per attrito e contatto è minore, durante il periodo di piena il cuneo superficiale

(dispersione di sedimento) può estendersi molto più a largo. La forte energia turbolenta del mare, le

basse portate (scarsa quantità di moto) della corrente fluviale e un forte attrito sul fondo (condizioni

di scarsa profondità) sono altri fattori che contribuiscono alla dispersione elevata verso il largo. Un

altro processo di formazione dei canali distributori è la rotta di argine o crevassing che si verifica

maggiormente nella piana deltizia ed è favorito dall’eccessivo allungamento e dall’occlusione dei

distributori. Durante una piena il gradiente diventa basso al punto che la corrente cerca una nuova

via lungo un gradiente più favorevole aprendosi una breccia nell’argine. Un ventaglio di rotta fa

allargare rapidamente la piana deltizia (micro delta o subdelta).

La progradazione (accrescimento frontale del delta) e la sequenza deltizia regressiva.

Delta digitato. Con la continua deposizione del sedimento sulla scarpata e sulla fronte il delta si

accresce verso mare mantenendo il suo profilo invariato, i distributori avanzano erodendo le barre

deposte in precedenza finchè vengono abbandonati, così si aprono nuovi distributori che si

estendono nelle baie interdistributrici. La barra digitata può raggiungere uno spessore di 70 m (30 m

in più della profondità massima di deposizione), si ha una subsidenza dovuta al consolidamento

delle peliti sature e soffici sottostanti, al fluire laterale e all’iniezione verticale delle peliti stesse con

la formazione di diapiri argillosi o mudlumps. La barra ha una forma lenticolare (biconvessa)

dovuta al consolidamento differenziale (inizialmente è piano – convessa), l’avanzata della barra sui

depositi di prodelta è graduale e deposizionale (non erosiva), allo stesso modo la barra è ricoperta

da depositi di baia, argine e palude. La barra quindi non presenta contatti erosivi con i sedimenti

incassanti tranne dove è incisa a tetto dal canale distributore. La transizione dalla barra alle facies

sovrastanti è comunque più rapida rispetto a quelle inferiori. Dalla progradazione della barra di foce

deriva una sequenza (motivo de posizionale) di carattere asimmetrico e negativo (granulometria ed

energia crescenti verso l’alto); i sedimenti di fine ciclo sono in prevalenza di bassa energia con

variazioni di facies legate alla posizione della sezione nella piana, se la sezione è ubicata nella zona

di fronte deltizia termina a tetto con facies di barra o interbarra, se in questo punto la progradazione

si interrompe si interrompe o rallenta anche la sedimentazione. L’interfaccia viene bioturbata e

lentamente coperta da peliti di decantazione che marcano l’allontanamento o la scomparsa del delta

(ambienti di prodelta o piattaforma come alla base del ciclo). Il ciclo regressivo si può ripetere con

il riavvicinarsi si una bocca distributrice mentre la subsidenza fa abbassare l’interfaccia. La

sequenza deltizia rappresenta il riempimento dello specchio d’acqua antistante, poiché i sedimenti

di fine ciclo sono deposti circa al livello del mare lo spessore della sequenza corrisponde alla

profondità iniziale di deposizione. Il consolidamento e i fenomeni di diaprismo che interessano

principalmente i depositi pelitici inferiori possono falsare la stima o renderla approssimata.

Parte del delta Composizione e struttura

Baia, argine, crevasse o Alternanze sottili di silt, argilla, sabbia, torba; burrows; radici;

palude fossili salmastri e dulcicoli

Barra di foce prossimale Sabbia classata, stratificazione X concava, ripples da corrente e

da onda, letti conchigliari

Transizione Deformazione da carico e fluidificazione

Barra di foce distale Sabbia siltoso – argillosa, stratificazione sottile oscurata da

bioturbazione; laminazione X da ripples e parallela; abbondanti

resti vegetali

Prodelta e piattafroma Peliti più o meno sabbiose, bioturbate con fossili marini

Delta lobato. Il delta lobato è un delta di acqua bassa, la sabbia non è depositata a profondità

maggiore di 7 – 10 m, è caratterizzato da un reticolo ramificato di distributori più fitto che nel delta

digitato è più instabile, l’occlusione dei canali favoriva frequenti biforcazioni e cambiamenti di

percorso. Quando le bocche di foce sono più vicine e divaganti le barre di foce si giustappongono

tra loro formando una coltre continua di sabbia a cui contribuiva l’azione distributiva delle onde che

formavano frecce e cordoni litorali di accrezione. Nelle sabbie si trova oltre alla stratificazione

incrociata di origine fluviale anche la laminazione piano – parallela e cuneiforme che rivelano

l’effetto del moto ondoso. Le sabbie di fronte verso il basso diventano più fini, “sporche” e

bioturbate per passare gradualmente alle peliti di fronte distale e prodelta. La coltre sabbiosa è

ricoperta dai depositi fini e organici di piana fino ad uno spessore di 12 m ed è attraversata

localmente da canali distributori, la base erosiva dei canali giunge a intaccare i sottostanti sedimenti

di prodelta.

Delta cuspidato e arcuato. Il delta cuspidato e arcuato è caratterizzato da un canale singolo che si

ramificano a partire dallo stesso punto all’inizio della piana deltizia inferiore, il gradiente del fondo

marino è alto (0.14 – 0.36 %) e l’influenza delle onde è forte. L’apporto fluviale è in gran parte

sabbioso, l’indice di efficienza fluviale è maggiore nel tipo cuspidato e minore in quello arcuato ma

la dinamica di questi due tipi di delta è simile. Durante le piene il fiume riesce a far avanzare in

mare i due argini e la barra di foce ma successivamente le onde e le correnti lungo costa rielaborano

e ripuliscono il sedimento portando i sedimenti fini in sospensione al largo e accumulando la sabbia

in cordoni ai lati della foce. Nel delta cuspidato la barra di foce viene solo in parte alterata dalle

onde e dietro ad essa resta una depressione protetta dove domina la decantazione di fango. Con

l’emergere della barra – cordone la zona di retrobarra viene incorporata nella piana e diventa la sede

di specchi d’acqua lacustri e paludi. Nel delta arcuato la barra di foce viene interamente rielaborata

in cordone litorale, ogni cordone viene accollato al precedente senza interposizione di facies lacustri

e palustri ( a causa della forte turbolenza marina il sedimento fine non trova una sede per decantare

sottocosta, tranne a volte stretti solchi di intercordone o interdunali (swales) che possono ospitare

temporaneamente canali di smaltimento delle piene fluviali o essere invasi da acqua marina in alta

marea), quando emerge alimenta dune eoliche che vanno a coprire i cordoni più antiche; in questo

caso si ha una piana deltizia (o litorale) sabbiosa (strandplain).

Avanzamento del delta cuspidato

Stadi Comportamento del delta

Formazione iniziale di una barra di foce incisa da canali subacquei radiali.

Sedimenti: sabbia nella cresta, argilla e silt sabbiosi nella depressione di

retro barra (bacino di decantazione), passaggio laterale sabbia, silt, argilla

Stadio 1 dal fronte di barra verso il mare.

Il mare tende a spostare lungo la costa la sabbia della barra.

Sviluppo laterale e verticale della barra; se le piene avvengono con mare

calmo la barra cresce fino al livello del mare: la vegetazione vi può

attecchire e intrappolare detrito fine, di conseguenza la barra si attacca alla

terra ferma integrandosi nella piana deltizia ed è incisa dal canale fluviale

Stadio 2 che forma una nuova barra verso mare.

Tra la linea di costa iniziale e le barre degli stadi 1 e 2 si hanno ambienti

lacustri e palustri che completano la piana deltizia subaerea. La velocità con

cui questo tipo di delta avanza è regolata dalla frequenza e dall’ampiezza

rispettivamente delle piene fluviali e delle tempeste marine. Forte attività

Stadio 3 delle onde associata a magre riduce la pro gradazione distruggendo in parte

la barra di foce.

Aumentando l’intensità media del moto ondoso rispetto alla corrente

fluviale si passa la delta arcuato o alato in cui le barre di foce vengono

completamente rielaborate in cordoni litorali che si accollano direttamente

(senza interposizione di depressioni lacustri e palustri) a formare la piana

Stadio 4 deltizia.

Per quanto riguarda le sabbie di fronte deltizia arcuata si nota che:

• Sono meglio classate di quelle di delta digitato o lobato;

• Sono organizzate in corpi paralleli e non ortogonali alla linea di costa, l’accrezione di questi

cordoni forma una coltre sabbiosa (sand sheef);

• Le strutture di corrente fluviale (stratificazione incrociata a festoni, ripples asimmetrici)

sono sostituite da strutture di onda (laminazione piano – parallela e cuneiforme, ripples

simmetrici).

La sequenza negativa di progradazione deltizia assume così i caratteri di facies della sequenza di

progradazione litorale o di spiaggia.

Parte del delta Composizione e struttura

Piana subaerea Torba, argilla lacustre con intercalazioni sabbiose

di crevasse

Retrobarra Peliti sabbiose

(argine e

retrobarra)

Fronte Barra prossimale Sabbia di barra di foce (stratificazione X

Deltizia concava)

e /o cordone litorale (stratificazione cuneiforme)

Barra distale Peliti fossilifere bioturbate con intercalazioni

sabbiose laminate in aumento verso l’alto, ripples

Prodelta da onda e da corrente, lamine piane, slumps

Delta – estuario. I delta – estuario si formano quando un fiume sbocca in un bacino marino

macrotidale (escursione di marea maggiore di 2 m), qui le correnti di marea hanno in media

un’energia di trasporto maggiore delle correnti fluviali nonostante queste portino un abbondante

carico sabbioso. I principali effetti delle maree sulla morfologia e i processi del delta sono i

seguenti:

• I distributori fluviali funzionano anche come canali di marea, sono percorsi due volte al

giorno dalle correnti di flusso e di riflusso, le variazioni di velocità sono frequenti, la

sabbia sul fondo dei canali viene continuamente rimossa e ridepositata e tende a intasare i

canali stessi, ne derivano frequenti divagazioni per divagazioni o per biforcazioni o per

meandrizzazione, però si hanno numerose ricongiunzioni che tendono a ridurre il numero

delle bocche di foce;

• Le sabbie di canale mostrano stratificazione incrociata bipolare con prevalenza dei forest

immergenti verso terra (ciò è dovuto all’effetto dominante del flusso di marea) mentre è

presenta, anche se meno comune, la tipica “lisca di pesce”;

• Le bocche di foce (ce ne può essere una dominante sulle altre) sono svasate a imbuto e

tendono ad essere soffocate da secche sabbiose che denotano l’interazione tra trasporto

fluviale e tidale);

• Il sedimento che le piene maggiori introducono sulla fronte deltizia viene rielaborato dalle

correnti di marea che accumulano corpi sabbiosi lineari il cui asse di allungamento è

parallelo alle correnti stesse; i cordoni sono subacquei e separati da strette depressioni, il

loro rilievo raggiunge i 10 – 30 m poiché non migrano lateralmente non formano coltri di

sabbia; in fase di progradazione del delta i cordoni tendono ad essere erosi dall’estensione

verso mare dei canali di foce.

Parte del delta Composizione e struttura

Piana di marea Torba o evaporiti a seconda del clima umido o arido; si trovano in

sequenza: radici, burrows, festoni, lische di pesce, canaletti, conchiglie

Canale di marea: sabbie classate con stratificazione ad X bidirezionale

prevalentemente terra

Barra di foce: cordone o barra di marea: sabbie classate con

sporadici interstrati argillosi, stratificazione X concava e tabulare,

Fronte bidirezionale

Alternanza di sabbie fini, silt e argilla, gli strati argillosi e la

bioturbazione diminuiscono verso l’alto;

Principale struttura da corrente: laminazione incrociata da ripples

Prodelta Argille marine sottilmente stratificate con lamine e veli siltosi o

sabbiosi

Processi di diversione, abbandono di delta, sviluppo di nuovi delta: trasgressioni e regressioni.

Nel delta digitato i distributori sono rettilinei e incassati, essi si spostano di colpo (switching) in una

nuova posizione in seguito al processo di avulsione o diversione, lo stesso vale per il delta nel suo

complesso, si accresce gradualmente verso mare ma non migra lentamente. La diversione può

avvenire in un punto qualsiasi dell’apparato di distribuzione o anche più a monte, si può avere così

l’abbandono di un singolo distributore per diversione nel tratto terminale dell’apparato, l’abbandono

di alcuni distributori e di un settore della fronte deltizia per diversione di un distributore più

importante o infine l’abbandono dell’intero lobo per diversione al suo apice o entro la piana

alluvionale. Le maggiori diversioni sono influenzate dai principali fattori di controllo dello sviluppo

del delta (gradiente della piattaforma, potenza delle onde, escursione di marea) senza però dover far

intervenire variazioni sistematiche del livello marino come quelle eustatiche. L’abbandono del delta

o di una sua parte può avvenire bruscamente o gradualmente in relazione al tempo che il processo di

diversione richiede. Dopo l’abbandono la zona è soggetta a deterioramento per effetto del

consolidamento e della subsidenza che tendono a deprimerla sotto il livello del mare, interrotti i

processi di deposizione clastica si ha solo lo sviluppo di paludi e di correnti di torba finchè

l’interfaccia non viene sommersa. Nella zona marginale o di margine deltizio inizia una fase di

trasgressione e di sedimentazione marine, la parte superiore dei depositi deltizi viene rimossa

dall’azione delle onde, la sabbia e i resti organogeni vengono ripuliti e concentrati e formano barre

e cordoni mentre i materiali fini sono portati in sospensione più a largo. Il tasso di sedimentazione

marina è molto minore di quello di sedimentazione deltizia e in genere non tiene il passo con la

subsidenza, quanto più rapida è la subsidenza tanto minore è la quantità di sedimento rimossa e

depositata dalle onde, infatti l’interfaccia passa rapidamente al di sotto del limite di azione delle

onde e non viene più disturbata. Una rapida subsidenza comporta un rapido innalzamento relativo

del livello del mare sull’area considerata (alta velocità di trasgressione). Da ciò si deduce che più

veloce è la trasgressione tanto più lenta è la sedimentazione sula zona trasgredita. Si individuano tre

casi: Trasgressione lenta: le onde hanno il tempo di costruire un cordone litorale a ridosso della

1) linea di costa con una baia o una laguna, il cordone viene gradualmente abbandonato e si

riforma nella direzione di ritiro della piana marcando sempre il fronte della trasgressione;

l’attacco laterale formato da una serie di cordoni formerà con il tempo una sottile coltre

sabbiosa (deposito basale della trasgressione) che passa lateralmente verso mare e

verticalmente verso l’alto a sedimenti più fini, si ha dunque una sequenza trasgressiva di

andamento positivo.

Trasgressione più veloce: le onde costruiscono la barra ma il mare la aggira separandola

2) dalla costa con una baia o una laguna, dove possono decantare i sedimenti fini; il deposito

basale della trasgressione è dato da silt e argille lagunari o di baia a cui succedono

verticalmente le sabbie di barriera e le peliti di piattaforma, in questo caso si ha un ciclo

trasgressivo negativo positivo (simmetrico) di spessore modesto.

Trasgressione molto veloce: le onde non hanno il tempo di formare barre o cordoni sabbiosi,

3) la sedimentazione si riduce ad una lenta decantazione di fango o addirittura si interrompe

dando luogo ad una superficie diastemica generalmente sede di processi di bioturbazione,

cementazione, autogenesi che possono anche penetrare fino a profondità di vari centimetri

dalla sommità della sequenza deltizia.

Se vi è una certa sedimentazione marina il tipico deposito basale della trasgressione è un sottile

livello di argille galuconitiche, localmente si possono avere banchi di molluschi in posizione

fisiologica.

Ambiente di sedimentazione marino profondo: le torbiditi.

I sedimenti di mare profondo comprendono due grandi gruppi:

Sedimenti torbiditici; composti da materiale sia terrigeno che indigeno, con prevalenza di

1) sedimenti terrigeni grossolani.

Sedimenti non torbiditici; composti da materiale sia terrigeno che indigeno.

2)

Le torbiditi sono messe in posto da flussi gravitativi intermittenti e catastrofici mentre gli altri

sedimenti sono depositati da vari processi e meccanismi in cui la decantazione ha un ruolo

determinante e tende a formare dei fanghi. I fanghi marini profondi si dividono in:

• Fanghi emipelagici; mescolanza di particelle terrigene e indigene.

• Fanghi pelagici; fanghi privi di componente terrigena.

Ciò che caratterizza i depositi pelagici è la loro posizione al di fuori del raggio di distribuzione dei

materiali terrigeni il che è dovuto sia alla profondità che alla distanza dalla costa e alla presenza di

barriere fisiche. Di conseguenza le pelagiti sono prevalentemente ma non necessariamente di mare

profondo.

Il sistema scarpata – canyon – conoide – piana sottomarina.

Il sistema scarpata – canyon – conoide – piana sottomarina comprende la parte profonda dei

margini continentali e parte del fondo oceanico, i vari componenti sono legati tra loro anche se uno

può essere ridotto o mancante ma quelli più attivi o dinamici in relazione alla sedimentazione

torbiditica sono il canyon e la conoide. Le dimensioni del sistema canyon – conoide sono molto

varie alcuni dei più piccoli comprendono un canyon lungo 8 – 16 km e una conoide di area uguale a

2

130 km . I canyon e le conoidi più studiati sotto il punto di vista sedimentologico sono quelli del

margine continentale occidentale nordamericano. Le conoscenze derivano da profili sismici

continui, riprese fotografiche e televisive del fondo, ricognizioni con sommergibili e prelievo di

carote che permettono di studiare solo i sedimenti più superficiali a parte pochi punti che sono

oggetto di perforazione profonda. Un sistema per essere attivo in diversi tipi di margine

continentale richiede tra condizioni base:

Una fonte adeguata di sedimenti che può essere fornita dalla connessione diretta con un

1) sistema fluviale oppure da sabbie litorali in deriva catturate dalle testate di canyon

sottomarini o infine da detrito carbonatico sui margini di piattaforme e banchi.

Una zona di transito a forte pendenza e con asperità tale da permettere l’accelerazione dei

2) flussi gravitativi e l’erosione dei canali e delle valli sottomarini.

Una diminuzione di gradiente alla base del pendio tale da promuovere la deposizione.

3)

La scarpata continentale. La scarpata è l’elemento deposizionalmente meno attivo dell’intero

sistema, essa è un’area di erosione, di equilibrio o di sedimentazione. Quando essa è un’area di

sedimentazione riceve solo materiali fini emipelagici il cui tasso di deposito è inferiore ai sedimenti

di conoide e di piana. I materiali grossolani si trovano solo localmente e temporaneamente nei

canyon e la scarpata diventa una zona di transito o di bypass. In questo modo i fanghi di piattaforma

esterna e di scarpata separano due fasce sabbiose: la fascia costiera e la fascia profonda e

torbiditica. Le scarpate attuali hanno un’altezza media di 3500 m, una larghezza di pochi chilometri

(5 – 35) e un gradiente minimo di 1 : 40. Le scarpate continentali hanno origine tettonica, i processi

strutturali che le hanno formate sono stati diversi ma i possono collegare quasi tutti alla deriva delle

zolle litosferiche. Successivamente le scarpate sono state modificate dall’erosione e dalla

sedimentazione, la sedimentazione è soprattutto laterale (pro gradazione) e attiva al largo dei grandi

fiumi, delta e di aree glacializzate. I processi di accumulo tendono a localizzarsi alla base della

scarpata mentre nella parte alta possono dominare i processi erosivi; da ciò risulta conveniente

dividere la scarpata in inferiore e superiore. L’erosione è più frequente in aree di forte attività

sismica dove la piattaforma continentale è stretta o emersa, dove i gradienti sono più alti e dove gli

alti tassi di sedimentazione producono sovrapressioni interstiziali che facilitano gli scivolamenti. I

profili sismici evidenziano delle discordanze angolari sotto l’interfaccia de posizionale dovute a

distacchi della scarpata superiore a rotazioni ed embricatura di blocchi e scaglie scivolati nella

scarpata inferiore. I processi idrodinamici attivi nelle scarpate sono legati alla gravità e ai vari

movimenti delle masse d’acqua che interessano temporaneamente anche i fondali profondi con

correnti la cui velocità varia tra varie decine di cm/s e più di 1 m/s. Il fango emipelagico è il tipico

sedimento di scarpata, la messa in posto delle particelle terrigene fini che ne fanno parte è stata

attribuita a dispersioni da parte di sospensioni superficiali e decantazione o “pioggia” attraverso la

colonna d’acqua. Vennero scoperti degli strati torbidi chiamati nefeloidi, la concentrazione di lutite

in queste masse d’acqua è sufficiente a produrre lente correnti di densità sia di fondo che sospese tra

gli strati d’acqua limpidi. La bioturbazione ha un ruolo fondamentale poiché rimaneggiando il

sedimento ne può modificare la permeabilità e la resistenza al taglio favorendo frane sottomarine.

Nella fascia batimetrica corrispondente al minimo di ossigeno la bioturbazione può mancare e il

fango è laminato.

Processi attivi sulla scarpata continentale: la rottura di grandi onde di tempesta e di onde interne

sul bordo della piattaforma mette in sospensione del fango che scende lungo la scarpata sotto forma

di strato torbido o nefeloide che comprende particelle terrigene e resti planctonici e forma uno strato

di fango emipelagico eventualmente dopo essere stato deviato sulla scarpata inferiore e sul rise da

correnti di fondo geostrofiche. Le correnti di fondo possono superare la velocità critica di

trascinamento della sabbia sul rise però la trasportano per tratti più corti del fango sospeso. La

sabbia si trova sul rise per essere stata portata attraverso il canyon, essa viene immessa nel canyon

da onde o da correnti di fondo. Lungo il canyon scendono anche blocchi distaccatesi per frana dalle

pareti, le frane sono di dimensioni imponenti e si producono anche nella spiaggia aperta soprattutto

nella parte superiore più ripida e si accumulano alla base o nella parte inferiore.

I canyon sottomarini. I canyon sottomarini costituiscono il più importante e le maggiori irregolarità

morfologiche delle scarpate. I canyon sottomarini sono caratterizzati da un profilo trasversale a V e

da pareti alte anche centinaia di metri, sono incisi in sedimenti consolidati pre – quaternari o rocce

di vario tipo. I canyon hanno un corso più o meno sinuoso con dei rami tributari che entrano nel

canyon principale nella zona di piattaforma e di scarpata superiore. La lunghezza media dei canyon

è di circa 54 km, la profondità media a cui iniziano le testate di piattaforma è di 107 m e il gradiente

medio è di circa 58 m/km. Nonostante le grandi quantità di sedimenti fornite continuamente i

canyon non appaiono mai in fase di riempimento. I sedimenti vengono trasferiti continuamente

verso maggiori profondità come è testimoniato da numerosi fatti:

• Abbassamenti improvvisi del livello del fondo presso le testate, specialmente dopo

tempeste e sismi, scomparsa dei paletti indicatori e boati uditi dai sommozzatori.

• Superfici striate lungo le pareti.

• Limitata continuità, scarso spessore e carattere prevalentemente grossolano del

sedimento presente (suggeriscono chiazze e lenti residuali).

• Carattere precario degli accumuli (sabbie ad angolo di riposo, massi e blocchi

poggianti su fango e che basta toccare perché scivolino verso il basso).

• Presenza di ciottoli fluviali e litorali (perforati), resti organogeni di mare basso e

litorali, erbe marine in stato di freschezza e manufatti semisepolti nei tratti più

profondi.

• Osservazione diretta di creeping, flussi granulari e slumps (dalle pareti verso il

centro e lungo l’asse).

Si presume che nelle parti intermedie e profonde i sedimenti vadano in sospensione e diano origine

a correnti di torbida che costituiscono i principali agenti di dispersione dei clasti nelle conoidi e

nelle piane. Tuttavia alcuni negano l’esistenza di correnti di torbida sottomarine poiché anche se

esistono delle correnti di torbida il loro effetto è superficiale e modesto rispetto a quello esercitato

dai flussi gravitativi. La frequenza con cui si notano ciottoli, massi e blocchi poggianti su o

mescolati al fango suggerisce che anche le colate sono importanti tra i flussi gravitativi operanti nei

canyon. La somiglianza morfologica tra canyon sottomarini e valli fluviali ha fatto pensare che i

canyon siano stati scavati in condizioni subaeree nelle fasi glaciali del Pleistocene o del Miocene.

Ciò può essere plausibile per i tratti superiori del canyon ma non per quelli inferiori che devono

essere rimasti sommersi anche dopo i massimi abbassamenti eustatici. Probabilmente i fiumi hanno

favorito l’erosione sottomarina dei canyon riversando il loro carico solido maggiore dell’attuale sul

ciglio della scarpata e incrementando i flussi gravitativi durante le fasi di basso eustatico. Non tutti i

canyon sono connessi ad un fiume e la densità dei reticoli vallivi sottomarini è inferiore a quella dei

reticoli subaerei. In conclusione l’origine dei canyon è da attribuirsi a processi subacquei inoltre

non è detto che sistemi di canyon – conoide non siano stati attivati in altre condizioni nel passato

geologico. Anche oggi molti canyon sono attivi e registrano un evento di risedimentazione in media

ogni due anni. I canyon completamente o quasi abbandonati si trovano al margine di piattaforme

molto ampie e la distanza tra le testate e la costa è troppo aumentata perché vi giunga della sabbia.

Invece nelle piattaforme strette e inclinate la migrazione delle testate dei canyon per erosione

regressiva può competere con quella delle linee di costa e l’alimentazione delle conoidi può

continuare.

Le conoidi sottomarine. Le conoidi sottomarine sono gli accumuli di sedimento che si formano allo

sbocco dei canyon sottomarini nella zona di raccordo tra scarpata e fondo del bacino, sono chiamate

anche conoidi torbiditiche, coni sottomarini, coni abissali, delta profondi o sottomarini (deepsea

fan). Le conoidi sottomarine occupano una posizione del tutto analoga a quella delle conoidi

alluvionali (limite tra una zona di erosione e una zona di deposizione). Idealmente la conoide

dovrebbe essere simmetrica in pianta ma spesso è distorta dalla forma irregolare del bacino in cui

cresce la conoide e dalla migrazione asimmetrica del suo sistema di canali. Generalmente le

conoide sono più lunghe che larghe e spesso sono allungate parallelamente e non

perpendicolarmente alle scarpate. Le dimensioni delle conoidi non sono sempre proporzionali a

quelle del canyon alimentatore, dipendono dalla quantità di sedimento che passa attraverso il

canyon. All’aumentare delle dimensioni diminuisce il gradiente topografico e la granulometria

media dei sedimenti. Tipicamente una conoide ha lo spessore massimo presso l’apice e si assottiglia

a cuneo verso l’esterno ma vi sono delle eccezioni. Le conoidi più piccole sono spesse decine di

metri, quelle medie tra 0.5 – 3 km e le più grandi arrivano a 12 km di spessore. Poichè le conoidi

sono cresciute soprattutto nel Pleistocene il relativo modello deposizionale si dovrebbe ricavare

dalla distribuzione verticale e laterale dei sedimenti attualmente sepolti. Viceversa la potenza e

l’estensione di molti affioramenti di formazioni torbiditiche in catene montuose danno molte

informazioni sull’organizzazione stratigrafica e geometrica dei corpi di conoide fossile.

Combinando queste informazioni con quelle geomorfologico – topografiche sulle conoidi attuali si

è elaborato un modello de posizionale misto. In una conoide si distinguono tre porzioni

caratterizzate ciascuna da un certo gradiente:

Conoide interna (inner fan, upper fan); solcata da un unico canale chiamato valle di conoide

1) che costituisce la continuazione del canyon, le sue dimensioni variano con quelle della

conoide; talora la valle è bordata da argini naturali che però tendono ad essere poco

sviluppati o mancanti, la parte interna della conoide è quella che ha il gradiente più alto sia

lungo l’asse della valle che fuori di questa cioè nella superficie aperta. La superficie aperta

può essere accidentata da canali e argini abbandonati.

Conoide intermedia (middle fan, midia); è una superficie molto “mossa”, il gradiente

2) diminuisce bruscamente per cui si sviluppa un profilo convesso verso l’alto, in alcune

conoidi la convessità intermedia è particolarmente accentuata ed è chiamata suprafan; il

canale diventa meno inciso sviluppa degli argini e si ramifica in canali distributori sinuosi e

intrecciati. Il suprafan si sviluppa soprattutto oltre le terminazioni dei canali per cui è

interpretato come un accumulo di sedimento paragonabile alle barre di foce deltizie, in altri

casi nella parte intermedia non si ha la biforcazione ma la meandrizzazione della valle

principale. Dove sono presenti i canali distributori non sono tutti attivi

contemporaneamente.

Conoide esterna (outer fan, lower fan); il gradiente si avvicina gradualmente a quello della

3) piana e tutte le irregolarità erosive e deposizionali si addolciscono.

Le piane sottomarine attuali.

Le piane sottomarine rappresentano le aree terminali o distali della deposizione torbiditica, le

correnti di torbida vi esauriscono la loro energia residua abbandonando il carico più fine

gradualmente e su estensioni tali da rendere bassissimi i gradienti morfologici e de posizionali. Le

piane sottomarine sono le superfici più piatte e orizzontali di tutta la Terra, hanno generalmente una

pianta allungata con lunghezza fino a molte centinaia di chilometri, il loro sviluppo è però parziale e

irregolare in bacini ristretti. Nei margini continentali standard le piane sono delimitate su un lato da

conoidi, rise e scarpata continentale, su altri tipi di margine da rilievi sottomarini rocciosi o coperti

da sedimenti. Nelle fosse oceaniche lungo i margini di zolle si trovano piane abissali non legate al

sistema scarpata conoide. Benché i rilievi sottomarini che circondano le piane siano generalmente

deposizionalmente passivi le scosse sismiche e l’instabilità gravitativa possono attivare sui loro

fianchi fonti locali di detrito organogeno o vulcanico, in particolar modo ciò avviene se i rilievi

culminano in piattaforme, banchi, arcipelaghi dove le onde, le correnti o i fiumi possono preparare

“serbatoi” di detrito sciolto per i processi di risedimentazione. Tutte queste fonti minori possono

fornire torbiditi alla piana sottomarina, ma si intercalano come apporti secondari agli apporti

principali (torbiditi che la piana riceve dalle conoidi). Se una piana è alimentata da più canyon o da

più conoidi e se ognuno di questi riceve detrito da una distinta fonte costiera o subaerea la

diversificazione degli apporti tra principali e secondari può essere notevole. Quindi in una piana

sottomarina si possono trovare torbiditi di diversa composizione provenienti da diverse fonti mentre

in una conoide domina l’apporto di una sola fonte; ciò dipende da due fattori

La piana sottomarina è la parte più profonda di un bacino;

1) Le correnti di torbida sono correnti di densità e come tali tendono a depositare alla massima

2) profondità raggiungibile e su lunghissime distanze.

Talvolta le piane sottomarine sono solcate da lunghi canali a ovest e a sud dalle conoidi, vi sono poi

dei canali di interpiana che mettono in comunicazione due piane adiacenti separate da una soglia

sottomarina. I depositi tipici di piana sottomarina sono torbiditi sottili alternate a emipelagiti. Le

torbiditi relativamente spesse si possono trovare in bacini ristretti dove le correnti non sono libere di

depositare sulla distanza che l’inerzia consentirebbe loro poichè subiscono un effetto “culla di

sacco” (ponding). Nelle piane abissali aperte singole torbiditi sono state correlate in carote su

distanze fino a 200 km.

Ambiente di sedimentazione marino: sistemi di piattaforma.

Piattaforme attuali.

La maggior parte delle piattaforme attuali sono del tipo continentale ma vi sono anche piattaforme

isolate nell’oceano. Le piattaforme continentali ricevono una sedimentazione prevalentemente

terrigena mentre le piattaforme isolate nell’oceano ricevono una sedimentazione indigena più

precisamente carbonatica caratteristica di piattaforme epicontinentali di zone tropicali aride o umide

dove scarseggiano gli apporti terrigeni. La maggior parte dei clasti terrigeni sono introdotti

nell’ambiente marino di piattaforma dai fiumi e del’abrasione costiera. Venne così introdotto il

modello distributivo della piattaforma gradata (in senso laterale) che stabiliva una relazione lineare

tra la diminuzione della granulometria del sedimento da un lato e la distanza della costa e la

profondità dall’altro. Le ricerche di sedimentologia hanno poi dimostrato che:

• Il profilo teorico di equilibrio corrisponde raramente a quello reale delle piattaforme

continentali;

• La distribuzione del sedimento è molto più irregolare di quanto previsto.

Le onde operano una separazione netta tra il carico di fondo (sabbia) e il carico sospeso (fango); il

carico di fondo viene concentrato sottocosta nelle spiagge e nelle barriere (fascia o prisma costiero)

mentre il carico sospeso è disperso più al largo dall’inerzia della corrente fluviale, da onde di

tempesta, correnti di marea e correnti costiere formando la lente o coltre di fango. Entro la fascia

sabbiosa esiste una gradazione laterale ma la transizione tra questa e la fascia fangosa è rapida ed è

marcata dal limite di azione del motto ondoso che si può considerare come un “filtro” o una

“barriera” di energia. Il fango non ricopre tutta la piattaforma fino al ciglio infatti la distanza di

trasporto non supera i 30 km tranne nei casi in cui è attivo un grosso delta. Se la piattaforma non ha

una larghezza molto inferiore alla media sulla sua parte esterna si trovano dei sedimenti grossolani

(sabbie cernite, generalmente patinate da ossidi di ferro, associate a lenti di torba e argille lacustri o

alluvionali con resti di organismi litorali e continentali). Questi sedimenti grossolani dimostrano di

essere stati depositate in condizioni diverse da quelle in cui si trovano allo stato attuale infatti essi

sono stati depositati quando il livello marino era più basso dell’attuale di 140 – 150 m (periodo dell

glaciazioni); questi sedimenti vengono classificati come relitti (non in equilibrio con le condizioni

attuali) e sono depositi continentali e litorali pleistocenici, la loro principale caratteristica è quella di

essere stati sommersi dalla trasgressione recente senza essere sepolti sotto il nuovo sedimento, la

rapidità della trasgressione ha permesso ai sedimenti relitti di non essere rielaborati dalle onde se

non in minima parte e la formazione sottocosta delle “trappole sedimentarie” (estuari, lagune, baie,

piane di marea) che trattengono i sedimenti fini e gli impediscono di raggiungere la piattaforma

esterna. I sedimenti relitti coprono il 70 % delle piattaforme continentali dove si formano minerali

autigeni (glauconite, chamosite e fosfati). I sedimenti grossolani pleistocenici si trovano anche sotto

la coltre di fango mentre vengono rielaborati se sono sottocosta e si trovano in equilibrio con le

attuali condizioni idrodinamiche. Nelle piattaforme attuali si hanno condizioni di sedimentazione

oppure di equilibrio; nelle condizioni di sedimentazione si deposita essenzialmente il fango, ciò

indica condizioni di bassa energia. Sporadicamente le burrasche concentrano sabbia fine e gusci in

sottili strati di tempesta (storm layers), essi hanno una base netta leggermente erosiva e marcata da

un velo di tritume conchigliare e verso l’alto passano al fango gradualmente, possono anche

contenere laminazioni parallele ed incrociate (scala ripples). Gli strati di tempesta e le torbiditi sono

simili, infatti entrambi sono prodotti da un brusco aumento di energia in un ambiente prima

tranquillo a cui segue una graduale diminuzione accompagnata da decantazione di particelle

sospese. Gli strati di tempesta possono arrivare fino a 40 km dalla costa e presentano ripples

simmetrici fino ad una profondità di 200 m. Questi episodi di agitazione temporanea del fondo

caratterizzano quasi tutte le piattaforme, ma vi sono anche zone di alta energia permanente o

semipermanente sul cui fondo si ha erosione oppure trasporto e deposito di sabbia; spesso queste

zone sono rappresentate da stretti o da zone aperte dove le correnti di marea, le correnti prodotte dal

vento o dalle tempeste e le correnti di densità possono raggiungere velocità fino a 2 m/s, queste

correnti possono anche formare nastri, cordoni, dune e onde di sabbia. Anche in altre zone si

riportano corpi sabbiosi allungati fino a 4 km e lunghi decine di chilometri, la loro origine è dubbia

perché non se ne conosce la struttura interna infatti questi corpi potrebbero essere prodotti dalle

correnti attuali e potrebbero rappresentare una morfologia costiera e glaciale relitta (cordoni litorali,

barriere o cordoni morenici sommersi). I sand wells (corpi sabbiosi allungati presenti nella

piattaforma atlantica nord americana) si trovano in un’area attraversata dagli uragani che possono

provocare correnti di 104 cm/s fino a 180 m di profondità e ciò rende probabile ma non certo che i

corpi siano attuali. Le strutture sabbiose e i corpi sabbiosi di piattaforma mostrano orientamenti

molto variabili, in conseguenza del fatto che sono prodotti da correnti di tipi diversi e che le correnti

dello stesso tipo cambiano direzione e verso. In questo caso non vi è un controllo del pendio e della

topografia sottomarina sulle strutture direzionali come nel caso dei depositi eolici. Le zone di

piattaforma carbonatica più studiate sono il Golfo Persico e il Banco delle Bahamas e sono

considerate attualmente come are tipo. Il Golfo Persico rappresenta una piattaforma aperta (open

shelf) cioè un mare epicontinentale che ha trasgredito una piana costiera mentre il Banco delle

Bahamas è una piattaforma sbarrata o protetta (rimmed shelf, carbonate platform) che si erge con

pareti relativamente ripide su fondali profondi e dove la sedimentazione carbonatica continua fin

dal Mesozoico. Perché una piattaforma si mantenga attiva per lunghi intervalli di tempo geologico

occorre che il tasso di sedimentazione eguagli o superi il tasso di subsidenza, ciò può avvenire in

acque calde, prive di apporti terrigeni con adeguate quantità di sostanze nutritive per una prolifica

attività degli organismi, per questa ragione le piattaforme carbonatiche sono ristrette ad aree

tropicali o subtropicali. In una piattaforma aperta nelle acque più profonde si accumula fango

carbonatico ricco di sostanza organica e contenente quantità subordinate di argilla e gusci

organogeni al centro del bacino. I fanghi di centro – bacino passano gradualmente verso costa ad

un’ampia fascia di sabbia organogena che contiene glauconite che testimonia una sedimentazione

lenta. Con la diminuzione di profondità si ha un aumento di turbolenza con un conseguente

arrotondamento dei granuli organogeni. In zone protette e meno agitate dietro le isole o le penisole

si trovano chiazze e lenti di fango. Nella parte più marginale della fascia sabbiosa si trovano

scogliere coralline e secche oolitiche associate a barre,delta e canali di marea, i corpi oolitici

presentano una stratificazione incrociata a scala media e grande. Verso terra vi è una zona di acqua

bassa ma protetta di carattere lagunare con deposizione di fango e sviluppo di tappeti algali nella

fascia intertidale; nel fango vivono piccoli artropodi, lamillibranchi, gasteropodi e foraminiferi

peneroplidi che producono in abbondanza globuli fecali (fecal pelletts). Infine si ha la zona

supratidale al bordo della piana costiera o sabkha. In una piattaforma sbarrata le principali unità

morfologiche sono il margine o barriera esterna e la zona interna protetta. La barriera è emersa in

parte sul lato orientale ed è costituita in prevalenza da scogliere organogene, infatti l’apporto di

sostanze nutritive permette la crescita degli organismi coloniali (coralli e alghe). Il lato occidentale

della barriera è sommerso ed è costituito da banchi o secche sabbiose, sono sabbie carbonatiche

organogene nella parte esterna e oolitiche in quella interna. La sabbia oolitica è di colore bianco

splendente ed è modellata dalle correnti di marea alla terminazione delle quali si trovano delta di

marea (lobi di spillover). Il senso dominante di trasporto è ben riflesso dalle strutture sedimentarie

di varia scala e si trova verso l’interno della piattaforma. La risalita delle acque ricche di CO verso

2

la piattaforma è la probabile responsabile della precipitazione di CaCO attorno ai nuclei delle ooliti

3

continuamente rimosse dalla turbolenza dell’acqua. La barriera marginale assorbe l’energia del

moto ondoso per cui la zona interna è una zona di bassa energia, vi si deposita fango argonitico

intensamente bioturbato e rielaborato in globuli fecali di artropodi e poche specie di molluschi. Altri

organismi presenti in questo ambiente di tipo lagunare sono erbe marine, alghe calcaree e

foraminiferi. Tra la zona del “fango sabbia” a pelletts e quella oolitica vi è una fascia di transizione

dove la turbolenza dell’acqua è insufficiente a formare ooliti ma capace di allontanare il fango, gli

interstizi tra i pelletts o altri granuli sono cementati da carbonato di precipitazione e si formano

granuli aggregati o botroidi (grapestone). L’origine del fango carbonatico della piattaforma interna

(aghetti sciolti di aragonite) è ancora discussa: qualcuno sostiene che una precipitazione chimica o

biochimica mentre altri ritengono che il fango derivi dall’abrasione o dalla disgregazione post

mortem di gusci di organismi. Il lato occidentale della barriera emersa è una piana tidale con

sviluppo di tappeti algali nella zona superficiale mentre si trovano strati siltoso – sabbiosi intercalati

ai fanghi intertidali e alle lamine algali, questi sono strati di tempesta piaggiati che si accumulano in

occasione del passaggio degli uragani. I carbonati di piattaforma sono influenzati dai processi

diagenetici che modificano la porosità primaria, alterano o distruggono le strutture primarie e

creano nuove strutture o tessiture che possono essere diagnostiche dell’ambiente come quelle

primarie, infatti la diagenesi di questi carbonati è pene contemporanea. Le trasformazioni

diagenetiche significative si hanno quando i pori del sedimento sono attraversati da grandi volumi

di fluidi aventi chimismo diverso da quelli in cui è avvenuta la deposizione. Questo avviene

principalmente in ambiente subaereo dove la circolazione di acqua meteorica sottosatura nella zona

vadosa e in quella freatica produce estesi fenomeni di dissoluzione e cementazione. Nell’ambiente

intertidale l’alternanza di sommersione ed esposizione subaerea e le variazioni di pressione legate

alle maree e alle onde contribuiscano alla circolazione di fluidi interstiziali. Nel sottosuolo profondo

predomina l’espulsione dei fluidi dovuta al costipamento e occasionalmente si ha circolazione

idrotermale. Gli specialisti dei carbonati hanno messo a punto vari criteri per identificare i processi

e gli ambienti diagenentici, così si distinguono in base alle tessiture cementi vadosi, freatici e

sottomarini e strutture nodulari tipo caliche. Oltre che ai metodi petrografici si può ricorrere alla

geochimica. Senza effettuare distinzioni tra sedimenti attuali e relitti i depositi di piattaforma si

suddividono in: terrigeni o detritici, biogeni o organogeni, autigeni, vulcanici o piroclastici e

residuali. Tra i sedimenti terrigeni prevalgono quelli di apporto fluviale nelle zone temperate e

quelli di apporto glaciale alle alte latitudini, sono anche chiamati sedimenti glacio – marini

consistono sia di morene sommerse, sia di ciottoli e blocchi isolati che si conficcano nel fango del

fondo spesso deformandolo con il loro peso. Il vento contribuisce alla sedimentazione terrigena in

particolar modo al largo dei deserti delle medie latitudini; il detrito eolico si mescola comunque con

il detrito idrico e non è realmente distinguibile. I sedimenti organogeni dominano alle basse

latitudini, è da notare che sul lato ovest dell’oceano la deviazione verso il polo dell’acqua calda

equatoriale spinge nello stesso senso dell’isoterma 20° e il limite settentrionale dei sedimenti

organogeni. Le prevalenza dei depositi organogeni indica che gli apporti terrigeni sono fortemente

ridotti per ragioni climatiche e morfologiche (rilievi bassi) inoltre l’alta temperatura fa diminuire la

solubilità del carbonato di calcio sia come effetto diretto sia come effetto indiretto favorendo il

rigoglio degli organismi e l’attività foto sintetica in modo che gli organismi possono fissare più

facilmente il carbonato di calcio nei loro gusci e scheletri. I sedimenti piroclastici e residuali

derivanti dalla degradazione o dall’alterazione in posto sottomarina o di superficie rocciosa sono di

significato locale; i sedimenti residuali e quelli autigeni (glauconite e fosfati) sono evidenti in zone

a tasso di sedimentazione ridotto o nullo.

Scogliere attuali.

Comunemente una scogliera è una fascia di rocce a pelo d’acqua, un banco o una secca,

geologicamente una scogliera è una struttura o corpo di origine organica resistente alle onde e

costituito in gran parte da coralli. Le scogliere organogene si possono formare in un ampio

intervallo di profondità d’acqua, temperatura e salinità per opera di qualsiasi gruppo di invertebrati

sessili secretori di carbonato: scogliere di alghe calcaree e molluschi possono crescere in laghi

mentre alcune scogliere coralline crescono in acque relativamente profonde e fredde. Tuttavia la

maggior parte delle scogliere si trova in acque calde, limpide, poco profonde ed è formata da coralli

costruttori. Una scogliera è divisibile in un determinato numero di unità morfologiche ciascuna

caratterizzata da un tipo di sedimento e biota, la zonazione ecologica è ben definita e segue quella

morfologica che comprende tre zone o sottoambienti principali:

L’avanscogliera (fore – reef) o scarpa;

1) La piana di scogliera (reef – flat);

2) La retroscogliera (back – reef);

3)

L’avanscogliera passa gradualmente a fondali aperti e profondi, il gradiente del suo pendio

diminuisce a partire dal fronte della scogliera; questa zona è composta in gran parte da detrito

proveniente dalla frammentazione della scogliera, esso si accumula essenzialmente per gravità cioè

particella per particella ma in parte per trasporto in massa. Le dimensioni dei seidmenti variano da

massi e blocchi fino a fango calcareo con una gradazione laterale. Anche la scarpa è colonizzata da

coralli, alghe calcaree e altri invertebrati che tendono a saldare il detrito. Con la crescita della

scogliera cresce anche la falda di avanscogliera entro la quale si possono conservare superfici di

stratificazione inclinate verso mare. La massa principale o nucleo della scogliera è composta da

organismi coloniali costruttori, la parte esterna o fronte è tipicamente incrostata da alghe coralline

altamente resistenti al moto ondoso; dietro vivono i costruttori e gli organismi “ospiti” adattati a

nicchie ecologiche specifiche. La superficie spianata del nucleo è dovuta al fatto che gli organismi

non possono sopportare una esposizione subaerea prolungata infatti essi tendono a elevare la

scogliera fino al livello medio di alta marea per cui restano allo scoperto durante la bassa marea, lo

spianamento può essere anche meccanico quando è prodotto dal moto ondoso. Il nucleo di scogliera

non è generalmente stratificato ma possiede un’alta porosità iniziale tra gli scheletri degli

organismi, che tende a diminuire con il tempo per infiltrazione di fango calcareo e cementazione.

Dietro il nucleo si ha dapprima una fascia di detrito di scogliera rimosso dalle tempeste che passa a

fanghi micritici e a globuli fecali. La zona di retro scogliera è in sostanza una laguna entro la quale

eventualmente crescono piccole scogliere satelliti (patch reefs). La continuità della scogliera è

localmente interrotta da canali di marea con pavimento residuale organogeno. La diagenesi delle

scogliere e dei banchi è importante perché essi sono spesso sede di mineralizzazioni o serbatoi per

idrocarburi; le scogliere hanno un’alta porosità iniziale (intrabiolitica) che comincia ad essere

modificata ben presto da vari processi diagenentici sia sottomarini sia subaerei. La diagenesi

sottomarina consiste di perforazioni organiche, erosione intera (processi che aumentano al porosità),

infiltrazione di sedimento, cementazione organica (incrostazione) e inorganica (aragonite e calcite

magnesifera) che riducono la porosità. La diagenesi subaerea assume vari aspetti comuni alle

scogliere e agli altri tipi di accumuli carbonatici marginali:

• Nella zona supratidale l’alternarsi di inondazioni ed evaporazioni dovuto alla periodicità

delle maree e agli spruzzi delle onde produce una cementazione superficiale o beach –

rock;

• Sotto la superficie l’eventuale infiltrazione di soluzioni ipersaline e arricchite in

magnesio dalla laguna produce la dolomitizzazione;

• Se l’esposizione è prolungata il sedimento può essere attraversato da acque meteoriche

sottosature che disciolgono particolari componenti e fanno riprecipitare il carbonato di

calcio come cemento, la nuova porosità che si crea in ambiente subaereo è detta porosità

primaria indotta.

In fase di seppellimento si possono avere trasformazioni come quelle delle calacreniti; il

consolidamento, la dissoluzione da pressione e la cementazione della seconda fase tendono ad

eliminare la porosità mentre essa aumenta grazie ad un’eventuale dolomitizzazione.

Ambienti di sedimentazione di transizione: sistemi litorali.

Generalità.

Nei sistemi litorali vengono compresi tutti i sistemi deposizionali costieri non deltizi che si

presentano in fasce strette e lunghe parallele alla costa e dominate dall’azione delle onde e delle

correnti marine. Le fasce contengono ambienti e sedimenti sommersi e subaerei, acque salmastre,

dolci e marine, sono aree deposizionali che partono dal limite superiore raggiunto dalle acque

marine verso terra ed arrivano al limite inferiore di deposizione della sabbia che corrisponde al

limite d’azione delle onde e delle correnti di marea ed oscilla tra i 10 e i 30 m in base alle

condizioni del mare. Verso il largo le sabbie costiere passano gradualmente a sedimenti pelitici

deposti sula piattaforma (zona offshore) mentre verso terra, generalmente su coste basse e piatte (in

equilibrio o de posizionali), si ha il passaggio a depositi alluvionali, palustri, lacustri ed eolici. La

zona costiera in senso lato comprende ambienti continentali insieme a quelli misti e in parte marini.

Sotto il profilo geomorfologico la zona litorale si divide in due tipi fondamentali:

Costa semplice o aperta (esposta la mare aperto); consistente di spiagge, cordoni litorali o

1) piane di marea direttamente attaccate alla terra ferma;

Costa complessa o protetta; la spiaggia si trova al largo, è associata ad un cordone sabbioso

2) emerso (lido, freccia litorale) che costituisce una barriera parziale o discontinua tra il mare

aperto e la zona protetta retrostante (baia, laguna, estuario, piana di marea).

Le coste rocciose sono un ambiente di erosione anche se localmente si trovano spiagge isolate il cui

potenziale di conservazione geologia è bassissimo. Sotto l’aspetto dinamico si distinguono:

• Ambienti di alta energia; con trasporto e sedimentazione prevalente di sabbia (sul fondo e

in sospensione);

• Ambienti di bassa energia; con trasporto prevalente di fango in sospensione.

La presenza di ghiaia e ciottoli sparsi è solo locale ed è legata alla vicinanza di una fonte. I corpi

sabbiosi elaborati essenzialmente dalle onde sono le spiagge mentre quelli prodotti dalle correnti di

mare sono i corpi tidali sia positivi che convessi (barre, cordoni, delta tidali) sia negativi o concavi

(riempimenti di canali). La principale fonte di sedimento per la zona litorale è data dai fiumi, infatti

spesso la zona litorale è adiacente ad uno o più delta (area di sedimentazione interdeltizia). Il

modello di deposizione interdeltizio si può estendere anche ai tratti di costa piana drenata dai

numerosi corsi d’acqua ma priva di delta e si articola in due sistemi:

Spiaggia – piana di accrezione a cordoni;

1) Spiaggia – barriera – laguna; in ambiente macrotidale si trasforma in spiaggia – barriera –

2) piana di marea.

Ci sono sistemi litorali dominati dall’azione delle onde (spiaggia – piana di accrezione a cordoni,

spiaggia – barriera – laguna) in cui la spiaggia è l’elemento fondamentale e sistemi litorali dominati

dall’azione delle maree (spiaggia – barriera – piana di marea).

Il bilancio costiero.

In un ipotetico segmento di costa si stabilisce un equilibrio tra apporti di sedimento (sabbia) e

perdite.

Entrate: oltre agli apporti terrigeni vie è un contributo di clasti indigeni (resti organogeni, pellets,

schegge di fango) che predominano dove mancano gli sbocchi fluviali. Per la sabbia terrigena vi

sono tre fonti principali: Fiumi e torrenti;

1) Depositi relitti dalla piattaforma;

2) Segmenti adiacenti della costa.

3)

Il trasporto dal largo verso la costa e lungo la costa fornisce quantità limitate di sabbia considerando

che il flusso netto lungo la costa tende ad essere uguale a zero. L’erosione della costa e il vento

danno apporti trascurabili (non maggiori del 5%).

Uscite: verso il largo durante le tempeste si verificano perdite significative ma temporanee di sabbia

dirette verso terra ad opera del vento; tra le perdite vengono incluse anche i mancati arrivi dovuti

all’immagazzinamento di sabbia in estuari a lagune soprattutto in fasi trasgressive, il trasporto di

canyon sottomarini può produrre una grossa perdita.

Sistemi litorali dominati dalle onde.

L’accrezione litorale.

Il tratto costiero immediatamente prossimo ad un delta in fase di accrezione è anch’esso nella stessa

fase. Nel tratto costiero gli apporti di sedimento sono più abbondanti, se questi non prevalentemente

pelitici e l’energia delle onde è relativamente bassa si forma una piana costiera fangosa (mudflat) o

una piana sabbiosa con cordoni sabbiosi isolati (chenier plan), se gli apporti sono più sabbiosi e/o

l’energia delle onde è maggiore si forma una piana sabbiosa per giustapposizione diretta di cordoni

litorali. Il complesso barriera – laguna riflette un equilibrio differente tra apporti ed energia

meccanica, la sabbia giunge in quantità sufficiente per alimentare i cordoni mentre il fango, sia per

apporto più scarso che per maggiore intensità delle onde e delle correnti di marea, non riesce a

riempire la laguna.

Meccanismi di accrezione.

Piana di fango con cordoni abbondanti. Le maggiori piene introducono grandi quantità di sedimenti

alla foce dei fiumi; una parte del carico sospeso è depositata rapidamente (flocculazione) nelle

immediate adiacenze della foce permettendo la formazione di larghe piane di fango. Questo periodo

di sedimentazione regressiva o progradazione è breve e stagionale e corrisponde alle piene fluviali.

Durante i lunghi periodi di magra l’apporto di sedimento alla costa è molto ridotto o nullo, le onde e

le correnti marine costiere attaccano e rielaborano il bordo della piana fangosa concentrando

selettivamente i materiali grossolani (granuli di sabbia, conchiglie) e allontanando il fango i

sospensione; in questo modo si sviluppa una situazione trasgressiva ma se vi è un apporto di sabbia

anche modesto il primo accumulo trasgressivo si accresce verso mare formando un cordone ben

definito. Un periodo di piana successivo sviluppa un altro segmento di piana fangosa sul lato mare

del cordone che viene integrato nella piana costiera, successivamente con il prevalere dell’azione

del mare si forma un altro cordone ed il processo continua. Nella piana di fango si instaurano

paludi, erbacce (marsh) mentre i cordoni sono ben drenati e vengono popolati da alberi (la struttura

viene chiamata chernier). I chernier attuali sono largi tra i 150 e 200 m, lunghi fino a 60 km e sono

spessi sui 3 m, le loro dimensioni sono regolate da due fattori:

Durata della stagione di magra (assenza di fango);

1) Intensità dei processi marini costieri.

2)

La larghezza della piana di fango è proporzionale alla grandezza e alla durata della piena fluviale.

Piana di sabbia. Se gli apporti pelitici sono più scarsi rispetto a quelli sabbiosi e l’intensità del moto

ondoso è più alta il fango non si deposita sul litorale o viene rimosso interamente dopo ogni piena.

In questo caso le onde costruiscono cordoni sabbiosi successivi separati da superfici erosive. I

cordoni si assottigliano a cuneo verso mare con una graduale diminuzione della granulometria della

sabbia di transizione a fanghi di offshore.

Barriera – laguna. Il tipico complesso di barriera sabbiosa comprende tre ambienti:

La barriera;

1) La laguna dietro la barriera;

2) Le bocche lagunari o di marea; ambiente dato da canali che interrompono la continuità della

3) barriera, formata da vari cordoni litorali attaccati (cordone composito).

Il lato verso mare della barriera è il principale luogo di accumulo della sabbia, l’energia dell’acqua

costiera è in genere maggiore di quella nelle piane di fango a cordoni. I sedimenti sono trasportati

lungo la costa nella direzione della deriva litorale predominante. La sabbia più grossolana è

depositata sulla parte alta del pendio litorale mentre quella più fine è depositata nella parte inferiore

dove passa verso mare a silt e argilla (profondità 10 – 15 m). le tempeste possono aprire brecce nei

cordoni e spargere nella laguna lingue di sabbia (ventagli di wash – over). In condizioni ideali la

barriera cresce lentamente verso mare per aggiunta di successivi strati sabbiosi al pendio subacqueo

(incrementi genetici di strati), se l’accrezione verticale dei cordoni subaerei è minore il rilievo può

essere aumentato da dune formate dal vento. La pro gradazione della barriera forma una sequenza

verticale dei sedimenti a granulometria crescente verso l’alto (negativa), lo spessore della sequenza

è uguale alla profondità di deposizione dei fanghi di base cioè al limite inferiore di azione delle

onde. Nella laguna si ha la decantazione di silt e argilla introdotti dal mare e talora anche da corsi

d’acqua. Il tasso di sedimentazione (colmamento della laguna) dipende dall’equilibrio tra apporti in

sospensione ed energia della corrente di riflusso che drena la laguna. L’origine della laguna è legata

al recente innalzamento eustatico del livello marino, si ritiene anche che la laguna fosse un orinario

tratto litorale aperto rimasto poi isolato dalla crescita di una barra subacquea fino alla sua

emersione. Se ciò fosse vero sul bordo interno della laguna bisognerebbe trovare una spiaggia

abbandonata, cosa che nei casi attuali non avviene. L’accrezione di una piana di fango è

caratterizzata dall’alternanza tra processi fluviali e processi marini e risulta in una massa tabulare

pelitica con intercalazioni discontinue di sabbia; l’accrezione di una piana di sabbia o di una

barriera è dominata dai processi marini (con deposizione subaerea nei periodi di massima intensità,

subacquea nei periodi normali) e produce una coltre continua di sabbia (sand sheet) i cui incrementi

di sedimentazione sono dati dai successivi cordoni litorali. L’accrezione di un singolo cordone o di

una spiaggia avviene sempre verso mare, esso è un processo regressivo anche se il corpo composito

si forma durante una trasgressione. In questo caso l’innalzamento del livello marino e lo

spostamento della linea di costa dovranno essere abbastanza lenti da permettere agli apporti

sabbiosi di compensarli, se in un periodo successivo sono marcati da pause si sviluppano lingue di

sabbia regressive sul lato verso mare della coltre di sabbia mentre sul lato terra del corpo litorale i

contatti coi depositi lagunari o alluvionali sono più ripidi e netti, spesso erosivi.

La spiaggia.

Geologicamente parlando una spiaggia è un corpo sabbioso (a volte ciottoloso) costiero accumulato

dalle onde, invece geomorfologicamente la spiaggia è un’area sabbiosa immergente verso mare

compresa tra il limite superiore e il limite inferiore di azione delle onde. In condizioni normali si

tratta di un’interfaccia in parte subaerea ed in parte subacquea. Il limite superiore corrisponde al

livello d’inondazione delle tempeste non catastrofiche mentre il limite inferiore è il cosiddetto

livello base delle onde normali. La morfologia e la geometria della spiaggia variano secondo le

condizioni delle onde delle maree, delle tempeste, secondo la granulometria, il tasso di apporto dei

sedimenti e secondo il grado di equilibrio raggiunto dopo il recente innalzamento eustatico del

livello del mare. Il profilo morfologico e topografico presenta tre unità principali che da terra verso

mare sono:

La spiaggia emersa o retro spiaggia (backshore);

1) La spiaggia intertidale (foreshore);

2) La spiaggia sottomarina o esterna o sommersa (shoreface).

3)

Il profilo topografico.

Spiaggia emersa: una fascia di dune eoliche si trova comunemente al margine di una spiaggia

sabbiosa, i venti che soffiano verso terra trovano alimento nella sabbia asciutta che copre la spiaggia

emersa; il limite interno o superiore viene posto ai piedi della prima duna dove terminano

definitivamente gli effetti delle onde mentre il limite inferiore corrisponde al livello medio di alta

marea (LMAM) ed è marcato da una leggera cresta a sezione triangolare (berma o berma ordinaria).

Le berme di tempesta si trovano nella spiaggia emersa e ne rendono irregolare la superficie insieme

ai canali (runnels) che talora le separano. Una berma di tempesta si può sviluppare in un cordone

litorale che arriva ad occupare tutta la spiaggia emersa. Rispetto al livello di alata marea la spiaggia

emersa rappresenta la zona supratidale; essa è quasi sempre asciutta eccetto durante le tempeste

quando viene sommersa ed è soggetta al moto ondoso.

Spiaggia intertidale: è la fascia che si trova tra LMAM e LMBM (livello medio di bassa marea) e

pertanto viene inondata alternamente ed esposta all’atmosfera durante i normali cicli di marea. La

spiaggia inizia con un pendio liscio e più inclinato della battigia dove l’alternanza tra condizioni

emerse e sommerse segue il periodo delle onde. Al di là della battigia il profilo è regolare o

ondulato da una o più barre o creste (ridge and runnels, beach bars) separate da solchi o truogoli e

parallele alla costa.

Spiaggia sottomarina: si estende tra LMBM e il livello medio di base del moto ondoso (pari circa

alla metà della lunghezza d’onda) per cui risulta permanentemente sommersa (tranne la sua parte

superiore durante le massime basse maree), il fondo può essere increspato da una o più barre

(longshore bars).

Zona di transizione: è marcata da un appiattimento del profilo. Le onde vi trasportano sabbia

soltanto durante le tempeste.

Il pendio o gradiente di spiaggia dipende dall’intensità del moto ondoso e dalla granulometria del

sedimento, esso aumenta con l’altezza media delle onde e con l’aumentare della granulometria. I

sedimenti grossolani tolgono più quantità di moto ed energia all’onda nella parte inferiore diretta

verso mare della sua orbita, ciò è dovuto in parte alla ruvidezza del limite, in parte alla permeabilità

(parte della pressione dell’onda si trasmette all’acqua interstiziale). L’effetto della permeabilità è

maggiore nella battigia perché qui parte dell’acqua superficiale si infiltra nella sabbia non satura

(perdita di massa). Riducendo la pressione tangenziale dell’acqua sul sedimento questo tende a

mettersi in equilibrio con la gravità cioè ad avvicinarsi all’angolo di riposo che non viene mai

raggiunto.


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AUTORE

Sgt.Fury

PUBBLICATO

9 mesi fa


DETTAGLI
Esame: Geologia
Corso di laurea: Corso di laurea in scienze geologiche
SSD:
A.A.: 2016-2017

I contenuti di questa pagina costituiscono rielaborazioni personali del Publisher Sgt.Fury di informazioni apprese con la frequenza delle lezioni di Geologia e studio autonomo di eventuali libri di riferimento in preparazione dell'esame finale o della tesi. Non devono intendersi come materiale ufficiale dell'università Sannio - Unisannio o del prof Senatore Maria Rosaria.

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