Vai al contenuto

Progradazione

Da Wikipedia, l'enciclopedia libera.
Sezione longitudinale di delta fluviale (non in scala), costituito da corpi clinoformi giustapposti e inclinati verso mare. Si tratta di un tipico esempio di progradazione.
Affioramento di rampa carbonatica a Castell'Arquato (Piacenza). La sequenza consta di corpi clinoformi di età plio-pleistocenica progradanti sulle argille plioceniche, costituiti da biocalcareniti[N 1] riccamente fossilifere (principalmente a molluschi, alghe e foraminiferi). Il verso della progradazione è da sinistra verso destra. Nell'immagine è evidenziato il contatto con le argille azzurre sottostanti, eterocrono[N 2] (triangoli), e le terminazioni a "downlap"[N 3] delle clinoformi progradanti (frecce).
Margine di piattaforma carbonatica (composto da corpi clinoformi con struttura interna massiva) progradante su sedimenti di avanscogliera (fore-reef) ben stratificati. I corpi clinoformi biocostruiti (reef)sono composti da colonie di coralli ermatipici. Maiorca, isole Baleari - Spagna

La progradazione è una modalità di deposizione dei sedimenti che si realizza quando in tempi successivi si depongono corpi sedimentari in posizione sempre più lontana rispetto alla sorgente dei sedimenti stessi, lungo superfici di stratificazione inclinate nella direzione di migrazione del sistema deposizionale; generalmente, secondo questo assetto deposizionale, sedimenti depostisi in condizioni di energia più elevata, più grossolani, vanno a ricoprire sedimenti più fini depostisi in condizioni di più bassa energia. Questa modalità di sedimentazione può avvenire sia in ambiente subaereo, sia in ambiente transizionale e subacqueo.

Tipologia

[modifica | modifica wikitesto]

Esempi di progradazione si possono trovare in diversi tipi di ambienti sedimentari:

  • l'esempio forse più tipico di progradazione è quella dei sedimenti deltizi (sia marini che lacustri), che, a partire dal punto di foce di un fiume tendono ad "avanzare" sopra i sedimenti del bacino ricevente;[1]
  • in ambiente litorale, quando i sedimenti di spiaggia tendono ad avanzare verso mare, sopra i sedimenti più fini di piattaforma continentale;[2]
  • in ambiente alluvionale, quando ad esempio una conoide tende ad avanzare sopra sedimenti di piana alluvionale, o lacustri generalmente più fini.[3]
  • in ambiente di piattaforma carbonatica, scogliera biocostruita e rampa carbonatica, quando la proliferazione degli organismi costruttori è tale da esportare materiale carbonatico verso l'esterno della piattaforma stessa, portando all'avanzamento della biocostruzione verso il bacino;[4]
  • in ambiente di mare profondo, quando sedimenti torbiditici tendono ad avanzare sopra i sedimenti di piana abissale.[5]

Genesi

[modifica | modifica wikitesto]

La conseguenza comune di quasi tutti questi processi è che sedimenti depostisi in condizioni di alta energia vanno a ricoprire sedimenti indicativi di bassa energia del mezzo. Quindi, in una sezione stratigrafica verticale, alla base troveremo sedimenti fini e procedendo verso l'alto sedimenti più grossolani (tendenza coarsening upward). La transizione tra i due tipi di sedimenti potrà essere più o meno graduale o anche brusca a seconda del tipo di ambiente e delle condizioni locali. In molti casi (sedimenti deltizi e costieri, sedimenti di piattaforma carbonatica) questa tendenza esprime anche il passaggio da condizioni di mare relativamente profondo (al di sotto della zona influenzata dall'azione di onde e correnti) a condizioni di mare basso (entro lo spessore d'acqua influenzato da onde e correnti). Si parla allora, secondo la terminologia inglese, anche di tendenza shallowing upward.[N 4][6]

Schema che illustra le geometrie di progradazione e la distribuzione orizzontale e verticale delle facies in un contesto costiero (di spiaggia o di delta fluviale), in tempi successivi (t1-t3), con livello marino stazionario. Scala verticale: da metri a decine di metri; scala orizzontale: da centinaia di metri a chilometri. È visibile nello schema la progressiva riduzione dello spazio disponibile per la sedimentazione (accomodation space).

La dinamica progradazionale nei sistemi costieri e lacustri è determinata da due fattori:[7]

  • a. Spazio di accomodamento (accomodation space): è il volume di spazio disponibile per i sedimenti, sostanzialmente lo spazio tra il livello del mare (o comunque dell'acqua) e il fondale entro la fascia influenzata dai processi di sedimentazione costiera;[8]
  • s. Apporto di sedimenti (sediment supply): è il volume di sedimenti che vengono scaricati entro il bacino ricevente.

Se a < s [9], il tasso di accumulo dei sedimenti eccede il tasso di aumento del livello marino e, quindi, lo spazio disponibile per la sedimentazione non può contenere il volume di sedimenti scaricato entro il bacino. In questo caso si avrà quindi progradazione del sistema deposizionale, corrispondente ad un evento di regressione marina, il cui effetto è l'interramento di aree prospicienti la costa e la migrazione delle facies continentali e litorali verso mare. Con livello dell'acqua stazionario o con una stasi della subsidenza, in presenza di un apporto cospicuo di sedimenti, si ha progradazione dei sistemi deposizionali costieri;[10] con un decremento del livello del bacino la progradazione si realizza portando i sistemi costieri a quota topografica sempre più bassa verso il bacino stesso (regressione forzata), mentre al contempo si ha un'erosione accelerata alle spalle della fascia litorale attiva che determina una superficie erosiva di età sempre più recente procedendo verso il bacino.[11] Se la caduta del livello marino è molto rapida (in termini geologici), le facies litorali non hanno il tempo di instaurarsi e progradare, quindi non si ha un record sedimentario ma solamente una superficie erosiva che rappresenta una lacuna stratigrafica variabile.[12]

Schema che illustra le geometrie di progradazione e la distribuzione orizzontale e verticale delle facies in un contesto costiero (di spiaggia o di delta fluviale) con progressivo decremento in tempi successivi (t1-t3) del livello del mare (regressione forzata). Scala verticale: da metri a decine di metri; scala orizzontale: da centinaia di metri a chilometri.
Modello schematico di progradazione "telescopica" di un conoide alluvionale, in un contesto vallivo.[13]

Nei sistemi deposizionali continentali di tipo alluvionale caratterizzati da conoidi di deiezione le variazioni del livello di base giocano un ruolo piuttosto marginale e soprattutto locale, ove le conoidi sono confinanti e in interazione diretta con bacini lacustri: in contesti di questo tipo lo spazio di accomodamento si crea con l'abbassamento del livello di base locale (cioè quando il livello del lago decresce), il che determina l'erosione parziale della "vecchia" conoide mentre l'incisione viene colmata da una nuova conoide con la fronte in posizione più avanzata (progradazione "telescopica ").[14] Su una scala temporale più ampia, la dinamica progradazionale degli edifici conoidali è dominata soprattutto da fattori climatici: in particolare, la progradazione delle conoidi avviene in stretta relazione con eventi aridi o freddi nei quali la minore copertura vegetale innesca un'erosione più accentuata e una maggiore disponibilità di sedimento, mentre in periodi caldo-umidi la copertura vegetale più accentuata determina una maggiore stabilità delle conoidi stesse.[15]

Modello generale di una conoide torbiditica: I lobi deposizionali sono caratterizzati da un pattern progradazionale, con aumento verso l'alto della granulometria e dello spessore degli strati sabbiosi.

Ancora diversa è la dinamica nei sistemi deposizionali torbiditici, in cui l'ambiente rimane comunque di mare profondo e le variazioni degli apporti clastici non sono necessariamente relazionate con quelle del livello marino, in ogni caso non in modo diretto:[N 5][16] qui l'avanzamento delle facies di alta energia è determinato dall'instaurarsi di apporti di sedimento relativamente più grossolano deposto per l'azione della gravità al di sopra di sedimenti a granulometria più fine, deposti per decantazione o per l'azione di torbide estremamente diluite. Fenomeni di progradazione di questo tipo riguardano i lobi deposizionali, che si originano al termine di canali torbiditici quando i flussi di torbida tendono ad allargarsi perdendo velocità e deponendo gradualmente il sedimento in coltri di forma piano-convessa. La progradazione si verifica quando un lobo deposizionale avanza sopra sedimenti di piana abissale più fini, dando luogo idealmente a sequenze tipo coarsening upward e thickening upward;[N 6] tuttavia le correnti torbide raramente sono costanti, avendo carattere di intermittenza e potendo variare in velocità e direzione con frequenti fenomeni di diversione, quindi i pattern che si osservano nei depositi fossili sono in realtà nel dettaglio molto irregolari ed erratici, o comunque più complessi e meno univoci rispetto a quelli costieri.[5]

Nelle successioni carbonatiche di piattaforma, secondo il modello della stratigrafia sequenziale, si può avere progradazione in due fasi distinte del ciclo eustatico:[17]

  • nella parte terminale della fase di LST (Lowstand System Tract), o di stazionamento basso, in cui la velocità di caduta del livello marino rallenta fino ad arrestarsi e inizia un nuovo incremento, in seguito al quale la comunità di piattaforma riprende ad espandersi e a produrre carbonato, che va ad accrezionarsi alle biocostruzioni che compongono il margine;[18]
  • nella fase di HST (Highstand System Tract) o di stazionamento alto, in cui rallenta e termina la fase di incremento del livello marino e quindi a causa della carenza di spazio di accomodamento il materiale carbonatico prodotto viene esportato verso l'esterno, nel bacino; il risultato è ancora l'accrezionamento laterale di nuovo materiale carbonatico al margine biocostruito della piattaforma, che quindi tende a espandersi verso mare, progradando sui depositi di scarpata e di bacino.[19]
Schema che illustra i due momenti principali di progradazione che possono occorrere nell'evoluzione di una piattaforma carbonatica secondo il modello eustatico della stratigrafia sequenziale; 1) fase terminale di stazionamento basso del livello marino (LST); 2) fase tarda di stazionamento alto (HST).

L'opposto della progradazione in tutti i suoi aspetti si dice retrogradazione: in questo caso sedimenti di alta energia vengono ricoperti da altri sedimenti di bassa energia, più fini (tendenza fining upward). Ove ciò si realizzi con un aumento della profondità d'acqua, si ha anche una tendenza deepening upward (o di approfondimento). Un pattern di retrogradazione registrato nei sedimenti corrisponde generalmente ad un evento di trasgressione marina.[20]

Lo stesso argomento in dettaglio: Stratigrafia sequenziale.

Note

[modifica | modifica wikitesto]

Esplicative

[modifica | modifica wikitesto]
  1. ↑ Arenarie a prevalente componente calcarea bioclastica, dovuta all'abbondanza di fossili per lo più allo stato frammentario.
  2. ↑ Una superficie non-isocrona, che non rappresenta una linea-tempo univoca (ovvero costituita fisicamente da termini litologici deposti in tempi successivi).
  3. ↑ Geometria stratale che si ha quando eventi ad alto angolo terminano in basso tangenzialmente su una superficie ad angolo più basso; si tratta di una tipica geometria di progradazione.
  4. ↑ In Inglese: diminuzione verso l'alto della profondità.
  5. ↑ Secondo il modello della Stratigrafia sequenziale, le torbititi di mare profondo si depongono al piede della scarpata continentale soprattutto nei momenti di decremento del livello marino (lowstand system tract), quando gran parte della piattaforma continentale risulta esposta e soggetta a erosione, generando un surplus di sedimenti clastici che viene risedimentato nel bacino (Nichols 2009, p. 359). Tuttavia, la variazione nello spazio di accomodamento ha influenza diretta sulle aree di mare basso al di sopra del margine della piattaforma continentale, e non in mare profondo ove la profondità eccede di ordini di grandezza queste variazioni.
  6. ↑ Tendenza all'aumento verso l'alto dello spessore dei livelli sabbiosi torbiditici

Bibliografiche

[modifica | modifica wikitesto]
  1. ↑ Nichols (2009), pp. 183-184, fig. 12.6.
  2. ↑ Nichols (2009), pp. 120-128, fig. 12.6.
  3. ↑ Harvey (2005), pp. 120-128, fig. 2-3.
  4. ↑ Nichols (2009), pp. 239-241, fig. 15.17-15.18.
  5. 1 2 Nichols (2009), p. 252.
  6. ↑ Nichols (2009), pp. 351-354, fig. 23.2b; pp. 356-357.
  7. ↑ Nienhuis et al. (2023), pp. 84-86; p. 85, fig. 1.
  8. ↑ Catuneanu et al. (2011), pp. 4-5.
  9. ↑ Nienhuis et al. (2023), p. 84, vedi eq. 1 (adattata e semplificata).
  10. ↑ Nichols (2009), p. 355, fig. 23.3I-IV-V.
  11. ↑ Nichols (2009), p. 355, fig. 23.3-VI.
  12. ↑ Nichols (2009), p. 355, fig. 23.3-VII-VIII.
  13. ↑ Harvey et al. (2005), p. 79, fig.16, modificata.
  14. ↑ Harvey (2005), p. 126.
  15. ↑ Harvey et al. (2005), pp. 1-7.
  16. ↑ Nichols (2009), p. 359, fig. 23.6.
  17. ↑ Catuneanu et al. (2011), pp. 35-40.
  18. ↑ Catuneanu et al. (2011), p.41, fig.38.
  19. ↑ Catuneanu et al. (2011), p.38, fig. 36; p. 42, fig.40.
  20. ↑ Nichols (2009), pp. 351-356, fig. 23.2a.

Bibliografia

[modifica | modifica wikitesto]

Voci correlate

[modifica | modifica wikitesto]
  Portale Geologia
Estratto da "https://it.wikipedia.org/w/index.php?title=Progradazione&oldid=149799828"