Studio sismo-stratigrafico dei depositi trasgressivi tardo quaternari nella piattaforma adriatica

Introduzione 
 
 
Lo scopo di questa tesi è quello di definire i limiti sismo-stratigrafici dei depositi 
trasgressivi tardo quaternari attraverso lo studio di profili sismici ad alta risoluzione lungo una 
sezione che intercorre dalla Depressione Medio Adriatica fino all’area antistante il Golfo di 
Trieste; ricostruire gli ambienti deposizionali attraverso l’analisi di facies; costruire una curva 
di variazione del livello del mare relativo nel bacino Adriatico, in aggiunta a quella già 
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esistente , utilizzando le datazioni AMS C effettuate sui campionamenti ritenuti 
maggiormente rappresentativi e confrontarla con le curve di variazione eustatiche pubblicate 
in letteratura. 
L’analisi dei profili sismici ad altissima risoluzione Chirp Sonar acquisiti nel bacino 
Adriatico ha reso possibile identificare, definire e mappare gli spessori dei depositi 
trasgressivi oltre che definirne gli ambienti deposizionali attraverso lo studio dei 
campionamenti. 
I depositi trasgressivi tardo quaternari in Adriatico Centrale raggiungono uno spessore 
di 25 m. In piattaforma comprendono un’unità progradazionale, fuori sequenza, compresa tra 
due unità fangose in onlap verso terra. Dati paleontologici, sedimentologici, di suscettività 
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magnetica e datazioni tramite AMS C, attribuiscono questa unità in piattaforma all’episodio 
freddo dello Younger Dryas il quale si correla in bacino con un deposito di circa 1m di 
spessore. 
Nell’area del bacino Adriatico, all’altezza dell’offshore di Ancona e proseguendo verso 
nord, lo spessore dei sedimenti quaternari è molto ridotto per la presenza di alti strutturali 
legati ai fronti appenninici. In generale, lo spessore dei sedimenti non è mai particolarmente 
elevato, e si sviluppa maggiormente verso il centro dell’Adriatico. I depositi sabbiosi presenti 
nella piattaforma adriatica e appartenenti al TST, affiorano come accumuli discontinui di 
spessore e forma variabile, e rappresentano quello che resta dei depositi costieri e di spiaggia 
smantellati durante l’ultima trasgressione marina. I corpi preservati sotto la superficie di 
rimaneggiamento (ravinement surface) rappresentano ciò che rimane di barre litorali 
interposti tra il mare aperto e bacini lagunari più o meno aperti. 
Nella piattaforma settentrionale il basso gradiente e il limitato apporto di sedimenti 
hanno favorito la deposizione di parasequenze trasgressive retrogradazionali sempre più 
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recenti. La maggior parte di questi depositi sommersi non è stata coperta da sedimenti di 
stazionamento alto progradanti. Relitti di complessi deposizionali barriera-laguna sono 
preservati tra -25 m e -50 m di profondità al di sotto della superficie di ravinement e 
presentano numerosi livelli torbosi. 
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Dalle datazioni al C effettuate sulle carote con il metodo AMS (Spettrometro di Massa 
con Acceleratore di particelle) si è ottenuta una nuova curva di risalita relativa del livello del 
mare per il bacino Adriatico che rappresenta un’aggiunta a quella già esistente ma con 
l’integrazione dei dati più recenti. Dal confronto di questa nuova curva con quelle globali di 
risalita del livello del mare esistenti in letteratura risulta che questi dati possono essere 
utilizzati come indicatori di livello marino durante l’evolversi della trasgressione. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
VI
CAPITOLO 1 
 
 
SEQUENZA STRATIGRAFICA E SUCCESSIONI 
PARALICHE 
 
 
 
 
1.1 SEQUENZE E LIMITI DI SEQUENZA 
 
Il termine “Sequenza” è stato definito in origine da Mitchum et alii (1977) come: 
“Una unità stratigrafica composta da una successione continua di depositi geneticamente 
collegati, delimitata alla base ed alla sommità da superfici di discontinuità o da superfici di 
continuità ad esse correlabili (Fig. 1.1).” 
 
 
 
Fig. 1.1 –Modello di base di una sequenza stratigrafica con illustrazione della geometria degli strati e della 
terminologia; dls, Downlap surface; ts, transgressive surface; iv, valli incise; LST, lowstand systems tract; TST, 
transgressive systems tract; HST, highstand systems tract (da Christie-Blick, 1991). 
 
 
Una sequenza rappresenta un ciclo di deposizione, limitato da una erosione non marina, che si 
è depositato durante un significativo ciclo di caduta e risalita del livello base. 
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Nella maggior parte dei bacini, il livello base è controllato dal livello del mare, e una 
sequenza deposizionale si può ritenere come un’unità stratigrafica depostasi fra i punti di 
flesso di due successivi abbassamenti eustatici. Le caratteristiche dei suoi limiti inferiore e 
superiore dipendono dalla velocità con cui l’abbassamento si realizza. 
Sui margini passivi si riconoscono due tipi principali di limiti (superfici di 
discontinuità) a seconda che la velocità di abbassamento eustatico sia superiore (tipo 1) o 
inferiore (tipo 2) alla velocità di subsidenza in corrispondenza del margine della piattaforma 
continentale. 
Il limite di sequenza di tipo 1 è caratterizzato da una esposizione subaerea e da una 
concorrente erosione subaerea associata, da uno shift delle facies verso bacino, da uno shift 
verso il basso dell’onlap costiero e dall’onlap degli strati sovrastanti. Durante i periodi di 
stazionamento basso del livello del mare le aree costiere e di piattaforma vengono 
profondamente incise dall’azione erosiva dei corsi d’acqua. 
Questo limite di sequenza secondo Van Wagoner et alii (1988) si forma quando il tasso 
di caduta eustatica eccede il tasso di subsidenza del bacino producendo una caduta nel livello 
marino relativo in quella posizione (Fig.1.2). 
 
 
 
Fig. 1.2 – Rappresentazione di un limite di sequenza di tipo 1 (da Emery e Myers, 1996). 
 
 
 
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Il limite di sequenza di tipo 2 è riconosciuto sul dato sismico da un shift verso il basso 
dell’onlap costiero a una posizione verso terra dell’offlap break ed è prodotto da un 
abbassamento meno pronunciato del livello marino relativo. L’erosione è meno accentuata in 
quanto emergono solo le aree più interne, verso costa, della piattaforma e non il margine della 
stessa (Fig. 1.3). Il systems tract legato a questo limite di sequenza è noto come shelf-margin 
systems tract, è molto difficile da riconoscere in affioramento o sui dati dei log di pozzo. 
Negli studi in affioramento, i limiti di sequenza di tipo 2 sono spesso usati semplicemente per 
distinguere limiti di sequenza minori e inoltre può passare lateralmente a un limite di 
sequenza di tipo 1. 
 
 
 
Fig. 1.3 – Rappresentazione di un limite di sequenza di tipo 2(da Emery e Myers, 1996). 
 
 
1.2 DEFINIZIONE DI SYSTEMS TRACT 
 
Le sequenze si possono formare nei settings marini in risposta ai cambiamenti ciclici nel 
livello marino relativo e nell’accomodation a causa della combinazione di tettonica ed 
eustatismo. 
Similarmente, nei settings non marini le sequenze si possono formare in risposta a 
variazioni cicliche nell’accomodation fluviale o lacustre a causa dei cambiamenti ciclici nel 
sollevamento tettonico e nella subsidenza. 
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1
Ogni ciclo di variazione del livello del mare relativo che genera una unconformity è 
associato con la deposizione di una sequenza i cui sedimenti possono essere suddivisi in 
distinte unità stratigrafiche depositate in fasi specifiche del ciclo del livello marino relativo. 
Queste unità sono note con il termine, coniato da Brown e Fisher (1977), di systems tracts. 
Un systems tracts è una unità deposizionale tridimensionale, i suoi limiti sono limiti 
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deposizionali di onlap, downlap , etc. Sono stati riconosciuti e definiti dalla natura dei loro 
limiti e dalla loro geometria interna. 
All’interno di un ciclo del livello marino relativo tre principali systems tracts, che 
caratterizzano parti diverse di tale ciclo, sono frequentemente sviluppati: LST (Lowstand 
systems tract), TST (trasgressive systems tract) e HST (Highstand systems tract). 
Il Lowstand Systems Tract (LST) è una successione sedimentaria che si deposita 
durante i periodi di caduta del livello marino relativo, successiva stasi e il lento aumento 
iniziale del livello marino relativo. L’intero corpo sedimentario è limitato inferiormente da un 
limite di sequenza di tipo 1 e superiormente da una superficie di trasgressione, include tutti i 
depositi che si sono accumulati dopo la caduta del livello marino relativo e fino a quando 
continua la regressione della linea di costa. 
Questa successione sedimentaria può essere suddivisa in una prima fase che si sviluppa 
durante il periodo di caduta del livello marino relativo e una seconda fase che si sviluppa 
durante il periodo di stasi e la susseguente lenta risalita del livello marino relativo. 
Il Lowstand Systems Tract è costituito da due parti che tradizionalmente sono 
posizionate in un singolo LST (Posamentier e Vail, 1988): 
a) Lowstand submarine fans depositato durante la caduta del livello marino relativo, 
è distinto in una unità iniziale (basin floor fan) al piede del pendio e dalla 
susseguente unità (slope fan) sul pendio. La formazione di una conoide è associata 
con l’erosione di canyons nel pendio e l’incisione di valli fluviali nella piattaforma 
continentale. La base del basin floor fan (coincidente con la base del lowstand 
systems tract) è correlata con il limite di sequenza di tipo 1 (Fig. 1.4) 
b) Lowstand prograding wedge depositato durante una lenta risalita del livello 
marino relativo, è un sistema topset-clinoforme separato dal sovrastante 
transgressive systems tract da una superficie di massima progradazione (maximum 
progradation surface). Esso produce un cambiamento nella geometria della 
                                                
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 Unconformity: è una superficie di separazione tra due unità litologiche che rappresenta una interruzione significativa nella 
sedimentazione. Definisce una discontinuità stratigrafica in senso generale. 
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  Downlap: strati originariamente inclinati che si appoggiano su una superficie limite orizzontale. 
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parasequenza che passa da progradazionale (nel lowstand wedge) a 
retrogradazionale (nel transgressive systems tract). 
 
 
 
Fig. 1.4 – Componenti del lowstand systems tract su un shelf-break margin. Sono inclusi il basi- floor fan e lo slope fan, ma il 
diagramma mostra anche il sistema attivo del lowstand wedge (da Emery e Myers, 1996). 
 
 
Il Sistema Deposizionale Trasgressivo o Transgressive Systems tract (TST) si deposita 
durante il ciclo di risalita del livello marino relativo, è espresso da un corpo sedimentario 
nell’ambito del quale le facies risultano organizzate con carattere retrogradazionale che 
suggeriscono un progressivo spostamento della linea di costa verso terra. E’ un corpo con 
geometria interna degli strati da parallela a subparallela, si sviluppa con il massimo spessore 
verso terra ove mostra rapporti di onlap rispetto al limite inferiore della sequenza. I sistemi 
deposizionali attivi associati al TST sono i sistemi alluvionali, paralici e litoranei. Questi 
sistemi possono mostrare evidenza di sottoalimentazione, possono essere ricchi in carbone, 
depositi di overbank e lagunari oppure di depositi lacustri. 
I sistemi di drenaggio possono essere allagati per formare degli estuari. Le aree larghe 
di piattaforma sono caratteristiche dei transgressive systems tract, e l’influenza tidale può 
essere molto estesa. Il TST passa distalmente in una sezione condensata caratterizzata da tassi 
estremamente bassi di deposizione e allo sviluppo di facies condensate. La fine del systems 
tract si verifica quando il tasso di volume dell’accomodation space decresce fino a un punto 
in cui risulta uguale all’apporto di sedimento e la progradazione comincia di nuovo. Questo 
punto è noto come maximum flooding surface (Fig. 1.5). 
 
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Fig. 1.5 – Componenti del transgressive systems tract.. La deposizione include il sistema deposizionale estuario, lagunare, 
 tidale e di cordone litoraneo (da Emery e Myers, 1996). 
 
L’Highstand Systems Tract (HST) è costituito dai depositi regressivi che si formano 
quando il tasso di accumulazione del sedimento eccede il tasso di risalita del livello marino 
relativo e diminuisce l’accomodation space. Questo systems tract prograda sulla sezione 
condensata e sulla maximum flooding surface. Gli strati che lo rappresentano inizialmente si 
accrescono verticalmente in modo regolare, poi mostrano carattere progradazionale con il 
migrare progressivo verso mare delle facies costiere. Essi si appoggiano ad onlap sul limite 
inferiore della sequenza verso terra e in downlap sui sedimenti sottostanti verso bacino (Fig. 
1.6). 
 
 
 
Fig. 1.6 – Componenti del highstand systems tract in un shelf-break margin (da Emery and Myers, 1996). 
 
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1.3 I SISTEMI DEPOSIZIONALI PARALICI 
 
Occorre considerare che durante le fasi di ogni system tract (LST, TSTS e HST) gli 
ambienti deposizionali attivi incontrati sono vari. A seconda che la curva del livello del mare 
relativo sia in risalita o in caduta, tali ambienti sono sempre presenti sui margini e di 
conseguenza rispondono diversamente alle sue variazioni 
Le successioni paraliche includono un grande range di ambienti (delta, piane costiere, 
sistemi linea costiera-piattaforma continentale ed estuari) ognuno dei quali è stato depositato 
a/o vicino al livello del mare. Tali ambienti sono estremamente sensibili ai cambiamenti del 
livello marino relativo e sono perciò particolarmente appropriati per le analisi ad alta 
risoluzione di una sequenza stratigrafica. 
Dato che l’argomento della tesi sono i depositi trasgressivi in Adriatico, nei paragrafi 
seguenti vengono descritti solo gli ambienti rappresentativi delle condizioni presenti nel 
bacino Adriatico. 
 
1.3.1 I delta 
Un delta è 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. Si 
sviluppa dalla zona continentale all’ambiente marino attraverso un ambiente di transizione 
che in genere corrisponde alla piana intertidale. 
Le dimensioni sono estremamente variabili da pochi a centinaia o migliaia di chilometri 
quadrati. 
Dal punto di vista morfologico vengono classificati in base alla maggiore o minore 
sporgenza e frastagliatura dell’apparato deltizio. La prima classificazione è di Gulliver (1899) 
che divide i delta in: lobate, cuspate-lobate, cuspate, rounded, stunted e blocked ordinati 
secondo l’influenza marina crescente (Fig. 1.7). In italiano si distinguono delta digitati o a 
zampa d’oca, delta lobati, delta cuspidati, delta arcuati, delta-estuario (Fig. 1.8). 
 
 
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Fig. 1.7 – Classificazione dei delta secondo Gulliver, 1899 (da Davies, 1973). 
 
 
 
 
 Fig. 1.8 – Classificazione dei delta (da Ricci Lucchi, 1978). 
 
 
La forma di un delta dipende da: 
 quantità di sedimento che giunge alla foce (portata solida) 
 granulometria del sedimento 
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 regime fluviale (velocità, capacità di trasporto) 
 energia dei processi costieri (onde, maree, correnti) 
 morfologia del bacino in cui si sviluppa il delta 
 tasso di subsidenza 
 
In un delta si riconosce una parte emersa, rappresentata dalla PIANA DELTIZIA (delta 
plain), in continuità con la piana alluvionale, caratterizzata dalla ramificazione dei canali 
fluviali (canali distributori) ed è la zona di distribuzione e di divergenza. Le piane deltizie 
sono interessate da processi fluviali o di marea e solo raramente dalle onde. I delta influenzati 
dalle onde sono caratterizzati da cordoni litoranei che proteggono la piana. 
Oltre alla parte emersa si riconosce una parte sommersa costituita da una zona interna, 
FRONTE DELTIZIA (delta front) o piattaforma deltizia, che presenta lo stesso debole 
gradiente della precedente piana, e da una zona esterna più ampia e inclinata rappresentata 
dalla SCARPATA DI PRODELTA o PRODELTA (Fig. 1.9). 
 
 
 
Fig. 1.9 – Progradazione di un delta (modificato da Ricci Lucchi, 1978). 
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Esistono diversi tipi di delta, ma in Adriatico il delta rappresentativo è quello del fiume 
Po che durante la glaciazione wurmiana ha riempito, prevalentemente in senso assiale, il 
bacino. Attualmente il delta moderno del fiume Po risente dei fattori antropici che ne hanno 
cambiato la forma soprattutto dal 17° secolo in poi con il “Taglio di porto Viro” (CIABATTI, 
1967). 
Il delta del Po è caratterizzato dall’interazione tra fiume e onde, costituito da pochi 
canali che si ramificano all’incirca dallo stesso punto all’inizio della piana deltizia inferiore. 
 
 
1.3.2 Gli estuari 
Un estuario è una foce fluviale influenzata dalle maree caratterizzata da un input di 
sedimento sia marino che fluviale. 
Attualmente gli estuari sono in associazione con piane di marea (tidal flat), cordoni 
litoranei (barrier islands), delta e possono essere distinti in due categorie: 
1) estuari che sono parti inferiori di un fiume influenzate dalla marea; 
2) estuari che sono valli fluviali o glaciali invase dal mare durante la trasgressione 
seguita all’ultima espansione glaciale. 
In un estuario si possono distinguere tre parti: una parte superiore in diretta continuità 
con il corso del fiume che è costituita solo da acqua dolce, ma che risente degli effetti della 
marea; una parte intermedia in cui avviene il mescolamento tra acqua dolce e acqua salata 
delle maree; una parte inferiore soggetta solo agli effetti della marea. 
Dove prevale l’apporto di sedimenti fluviali e l’azione delle maree è più scarsa, 
l’estuario si riempie e al suo posto si forma un delta. 
Dove vi sono apporti di acqua dolce, come negli estuari e nei delta, il tipo di 
sedimentazione è influenzato dall’estensione della zona in cui avviene il mescolamento tra 
acqua dolce e acqua salata. 
L’acqua dolce e l’acqua salata hanno infatti differente densità perciò si possono 
sviluppare vari tipi di circolazione delle acque a seconda di come si mescolano i due corpi 
d’acqua. Le caratteristiche del mescolamento e della sedimentazione dipendono 
principalmente dall’escursione di marea. 
 
 
 
 
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